CONTENIDO

CARÁTULA-TÍTULO

DEDICATORIA…………………………………………………………………………i

AGRADECIMIENTOS.....………………………………………………………………ii

RESUMEN EN ESPAÑOL……………………………………………………………..iv

RESUMEN EN INGLÉS……………………………………………………………...viii

ÍNDICE………………………………………………………………………………....xi

CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN………………………………………………………1

CAPÍTULO 2. ÁREAS DE ESTUDIO………………………………………………...10

CAPÍTULO 3. ANTECEDENTES…………………………………………………….53

CAPÍTULO 4. MATERIALES Y METODOLOGÍA……………………………….....75

CAPÍTULO 5. RESULTADOS………………………………………………………..90

CAPÍTULO 6. DISCUSIONES………………………………………………………118

CAPÍTULO 7. CONCLUSIONES……………………………………………………162

BIBLIOGRAFÍA……………………………………………………………………...167

ANEXO I……………………………………………………………………………...201

ANEXO II……………………………………………………………………………..207

Dedico esta tesis a dos

grandes personas, mis

abuelas Pepa y René.

i

Agradecimientos

En primer lugar quiero expresar mi agradecimiento a mis directores de tesis y de

beca CONICET al Dr. Jorge Rabassa, Dra. Laura Miotti y a la Dra. Nora I. Maidana

quienes confiaron en mí para la realización de esta tesis doctoral.

Este trabajo fue financiado por una beca doctoral de CONICET y por una beca

realizada en el Departamento de GeoBiosphere Science Centre (Quaternary Sciences),

de la Universidad de Lund (Suecia), dentro del proyecto marco ATLANTIS otorgado al

Dr. Svante Björck (Universidad de Lund) y a la Dra. Barbara Wolfarth (Universidad de

Estocolmo). Dichas personas financiaron la campaña a Isla de los Estados (2005) y mi

estadía en Suecia. Agradezco a las autoridades del Centro Austral de Investigaciones

Científicas (CADIC), al Laboratorio de Diatomeas Continentales del Departamento de

Biodiversidad y Biología Experimental de la Facultad de Cs. Exactas y Naturales de la

Universidad de Buenos Aires, y al laboratorio sueco tanto de Lund como de Estocolmo

por haber brindado el espacio físico para la realización de este trabajo.

A los integrantes del Laboratorio de Geomorfología y Geología del Cuaternario

(CADIC-CONICET). En especial al Dr. Juan Federico Ponce por su importante

colaboración en la interpretación de la evolución palinológica y geomorfológica de Isla

de los Estados, por su apoyo moral, por su calidez humana y paciencia en cada uno de

los momentos de la realización de esta tesis y en particular en la última parte. Y a la

Dra. Mónica Salemme por sus valiosos comentarios, observaciones acerca de la

arqueología de Patagonia austral, y por la bibliografía brindada al inicio del plan

doctoral. También deseo agradecer a mis compañeras del Laboratorio de Diatomeas

Continentales (Facultad Cs. Exactas y Naturales de la Universidad de Buenos Aires), en

particular a la Lic. Lorena Grana y a la Dra. Daniela Echazú, quienes siempre

estuvieron dispuestas a ayudarme con el trabajo de laboratorio.

Además deseo agradecer a la Dra. Hannelore Håkansson (Lund) y a la Dra. Linda

Ampel (Estocolmo) por la ayuda en la identificación taxonómica de diatomeas durante

mi beca en Suecia. Y al técnico Thomas Persson por la colaboración brindada durante el

trabajo de laboratorio realizado en el Departamento de Geología del Cuaternario de la

Universidad de Lund.

Asimismo quiero agradecer el apoyo incondicional de mi familia y el estímulo

permanente de mis amigos, durante el desarrollo del trabajo de tesis doctoral.

ii

Por último deseo agradecer a las siguientes personas porque de una u otra forma

hicieron posible la realización de esta tesis: Lic. Martín Vázquez, Dr. Francisco

Zangrando, Dra. Lucía Magnin, Lic. Virginia Lynch, Lic. Mariana Litvin, Dra. Rixt de

Jong.

iii

Resumen

El presente trabajo de Tesis Doctoral está orientado a aportar información al

conocimiento de los paleoambientes del Tardiglacial (15.000-10.000 años C14 A.P.) y

del Holoceno (desde los 10.000 años C14 A.P. hasta los tiempos históricos) de la

Patagonia austral y Tierra del Fuego desde el momento de la llegada de las primeras

poblaciones humanas a estas regiones. Es por esta razón que esta tesis contiene

interpretaciones paleoambientales asociadas a las distintas etapas exploratorias del

poblamiento humano del cono sur de América, tanto en aspectos geográficos y

paleoclimáticos regionales como en el análisis de circunstancias específicas en sitios

arqueológicos relevantes. El estudio de los paleoambientes es necesario para la

comprensión del funcionamiento de los ecosistemas en los cuales se desarrolló la

actividad humana en el pasado y de los procesos de cambio naturales. Los estudios

paleoambientales se llevaron a cabo esencialmente a través del análisis de un grupo de

algas unicelulares llamadas diatomeas, que son sensibles a los cambios físicos y

químicos de ambientes ácuos. Su uso como bioproxies permite reconstruir

paleoambientes con alta resolución en relación a algunos de sus parámetros físicos y

químicos. Se estudiaron secuencias sedimentarias de origen glacilacustre y lacustre

(Laguna Cascada y Turbera Lago Galvarne) ubicadas en Isla de los Estados (54o 55’ S;

64o 42’ O y 54o 43’ S; 63o 48’O), para correlacionarlas luego con la información

proveniente de importantes sitios arqueológicos ubicados en la Meseta Central de Santa

Cruz. La Isla de los Estados es una de las áreas emergidas más próximas a la Corriente

Circumpolar Antártica, la cual tiene indudable y significativa influencia en el desarrollo

del clima de América del Sur meridional y en especial de la Patagonia y Tierra del

Fuego.

La base del testigo proveniente de Laguna Cascada fue datada

radiocarbónicamente en 13.285 ± 80 años C14 A.P. (15.949–15.545 años calibrados

A.P.). Los correspondientes análisis diatomológicos mostraron significativas

fluctuaciones ya hacia fines del Tardiglacial y comienzos del Holoceno temprano. Entre

los 16.000 años cal A.P. y 15.200 años cal A.P., predominaron las especies

fragilarioides. Esta dominancia sugiere una flora típica de ambientes caracterizados por

una cubierta de hielo prolongada y ambientes someros. Entre los 14.300 años cal A.P. y

12.700 años cal A.P., se produjo un aumento notable en la frecuencia de Aulacoseira

iv

spp., lo cual indicaría un cambio significativo en las condiciones ambientales de Laguna

Cascada. El cinturón de los vientos del oeste (SHW: “Southern Hemisphere

Westerlies”) estaba, posiblemente, ubicado en una posición latitudinal semejante a la

que se encuentra la Isla Grande de Tierra del Fuego. Entre los 12.700 años cal A.P hasta

los 9200 años cal A.P., los ensambles de diatomeas sugirieren nuevas condiciones

ambientales que habrían posibilitado el crecimiento de vegetación acuática alrededor del

lago, proporcionando así nuevos hábitats y sustratos para el crecimiento de las

diatomeas. La gran abundancia de especies planctónicas sugirió altos niveles lacustres y

una muy buena mezcla en la columna de agua. Estas condiciones hídricas, indicarían un

momento caracterizado por una alta frecuencia e intensidad de los vientos del oeste, lo

cual es desde ya altamente significativo por tratarse de fases críticas en el proceso de

poblamiento humano de Patagonia Austral y Tierra del Fuego. En general, desde 9200

años cal A.P. hasta 5000 años cal, los estudios diatomológicos indicaron fuertes

condiciones ventosas, aumento regional en las precipitaciones y un incremento en los

procesos de escorrentía superficial. En esta segunda etapa, las condiciones de

habitabilidad de la región para los humanos deben haber sido claramente distinguibles

de aquellas activas durante la fase inicial y las que se desarrollaron más tarde, en el

Holoceno tardío. Luego de los 6300 años cal A.P., de acuerdo con la alta frecuencia de

Aulacoseira spp., los resultados estarían indicando condiciones ventosas y abundantes

precipitaciones hasta 4900 años cal A.P. Después de 4900 años cal A.P. y hasta 3500

años cal A.P., la notable disminución en el grupo de las especies planctónicas, junto con

especies bénticas afines a ambientes de turberas sugirieron condiciones muy húmedas,

frías y un mayor desarrollo de vegetación en los márgenes del lago.

En el testigo tomado en la Turbera Lago Galvarne se analizó el contenido de

diatomeas sólo en la sección correspondiente a la transgresión marina del Holoceno

medio. Esa época es de gran importancia por el mejoramiento generalizado de las

condiciones ambientales que influyen en la habitabilidad humana de los ecosistemas

regionales. La parte basal del testigo fue datada en 13.515 años C14 A.P. (16.260 años

cal A.P.). Entre los 8000 y 7400 años cal A.P., el predominio de diatomeas marinas

acompañadas de especies de aguas salobres sugiere una fuerte influencia marina en la

cuenca. Entre los 7400 y los 3700 años cal A.P., se habría desarrollado en Lago

Galvarne un ambiente litoral de tipo albufera o quizás de fiordo, evidenciado por la alta

frecuencia de especies salobres acompañadas por algunas de agua dulce. Luego de los

v

3700 años cal A.P., la cuenca habría dejado de tener influencia marina probablemente

por descenso relativo del nivel del mar.

Además, se analizaron los sedimentos provenientes de la Meseta Central de la

Provincia de Santa Cruz, donde se encuentran importantes sitios arqueológicos que

corresponden al poblamiento temprano de Patagonia. Estos sitios son: AEP-1 en la

localidad arqueológica de Piedra Museo (47º 53´ 42´´S; 67º 52´04´´ O), asociado a un

extenso paleolago, y Cueva Maripe (47° 51´05” S; 68° 56´03´´ O) en la localidad

arqueológica de La Primavera. Se estudiaron los ensambles de diatomeas de la porción

superior (el primer metro) de la columna sedimentaria que caracteriza este paleolago.

Estos sedimentos contienen especies principalmente aerófilas, lo cual podría estar

relacionado con el incremento de la aridez y por ende, al proceso de desecación gradual

del antiguo lago, el cual habría comenzado en algún momento del Holoceno temprano o

medio, quizás limitando progresivamente las condiciones de habitabilidad humana en la

localidad.

En el sitio Cueva Maripe se analizaron muestras tomadas del perfil estratigráfico

de algunas cuadrículas de la excavación y del fondo de la cueva. Allí las valvas de

diatomeas estaban muy fragmentadas. No obstante, los ensambles de diatomeas que se

identificaron en las muestras que representaban edades previas a la ocupación de la

cueva, sugirieron que la cueva estuvo ocasionalmente inundada por aguas someras y

quietas. Esto estaría indicando que la cueva no habría estado disponible para ser

habitada por los humanos antes de los ca. 8900 años C14 A.P. en el sector de la cámara

norte. La flora diatomológica era principalmente perifítica, asociada a vegetación

palustre (macrófitas). Además de las muestras de sedimentos de la cueva, se analizaron

muestras de agua de distintos sectores aledaños a los sitios arqueológicos con el fin de

buscar análogos modernos a las condiciones paleoambientales detectadas.

El arribo de las primeras sociedades cazadores-recolectoras a Patagonia

meridional y Tierra del Fuego se produjo bajo condiciones paleoambientales y

paleoecológicas cambiantes a través del tiempo. Teniendo en cuenta los fechados

radiocarbónicos y la distribución geográfica no homogénea de los sitios arqueológicos,

se considera como posible un proceso de exploración y colonización lento y no lineal

en el extremo meridional del continente Sudamericano. Los episodios de enfriamiento

ambiental, inferidos tanto por los registros polínicos disponibles como por los

ensambles de diatomeas de Laguna Cascada, habrían ejercido una notable influencia en

la ocupación de determinadas áreas geográficas.

vi

El estudio diatomológico, tanto en secuencias sedimentarias lacustres,

glaciolacustres, litorales y palustres, como en sedimentos de localidades arqueológicas

relevantes, ha demostrado ser de suma utilidad en el análisis paleoambiental tanto en

términos locales como regionales, proporcionando un marco adecuado, complejo y

altamente específico para la interpretación de los paleoambientes regionales durante la

colonización humana de la Patagonia Austral y Tierra del Fuego.

vii

Abstract

The aim of this doctoral thesis has been to expand the knowledge about the

palaeoenvironments of southern Patagonia and Tierra del Fuego during the Late Glacial

(15,000-10,000 years 14C B.P.) and the Holocene (from 10,000 years 14C B.P. up to the

present), when the first human societies arrived to the region. Due to this reason, this

doctoral dissertation has a strong palaeoenvironmental approach linked to the different

stages of human exploration and peopling around the southern tip of South America in

geographical and palaeoclimatic specific circumstances relevant to archaeological sites.

The study of palaeoenvironments is required to understand the functioning of

ecosystems and natural change processes in which human activity has taken place in the

past. The palaeoenvironmental approach was carried out essentially by analyzing

diatoms, a group of unicellular algae with siliceous structures, which are sensitive to

physical and chemical changes of hydromorphic environments. Its use as bioproxies

allows the reconstruction of palaeoenvironments with high resolution concerning some

of their physical and chemical parameters. In order to fulfill this aim, glaciolacustrine

and lacustrine (Laguna Cascada and Lago Galvarne Bog) sedimentary sequences were

studied. Both sites are located in Isla de los Estados (54o 55’ S; 64o 42’ W and 54o 43’ S;

63o 48’ W). Later, the data were used to correlate with information coming from

important archaeological sites located in the Santa Cruz Province Central Massif. Isla de

los Estados is one of the emerged areas of the world which are closer to the Antarctic

Circumpolar Current. This current has a very strong and significant influence on the

climate of the southern Hemisphere, and particularly of southern South America,

especially in Patagonia and Tierra del Fuego.

The deeper part of Laguna Cascada core was radiocarbon dated in 13.285 ± 80 14C B.P. (15.949–15.545 calibrated years B.P.). Diatom analysis has showed the

existence of significant climate and paleoenvironmental fluctuations around the end of

the Late Glacial and beginning of the early Holocene. Between 16,000 cal years B.P.

and 15,200 cal years B.P., the sequence was dominated by fragilarioids species. This

suggests the occurrence of a typical flora of environments characterized by an extended

ice cover and harsh environmental conditions. Between 14,300 cal years B.P. and

12,700 cal years B.P., there was a clear increase in the Aulacoseira spp frequency,

indicating a significant change in the environmental conditions at Laguna Cascada. The

viii

Southern Hemisphere Westerlies (SHW) wind belt was possibly located in a latitudinal

position similar to that of the main island of Tierra del Fuego. Between 12,700 cal years

B.P and 9200 cal years B.P., diatom assemblages suggest the development of a new

phase in Laguna Cascada. The new environmental conditions would have enabled the

growth of aquatic vegetation around the lake, providing new habitats and substrates for

diatoms. The abundance of planktonic species suggests high lacustrine levels and a well

mixture in the water column. These water conditions might indicate a moment

characterized by a high frequency and intensity of the SHW, which is highly significant

because they are important in the process of human peopling in southern Patagonia and

Tierra del Fuego. Overall, since 9200 cal years B.P. until 5000 cal years B.P., diatom

studies indicate strong windy conditions, a regional increase in precipitation and an

increase in surface runoff processes. In this second stage, the living conditions for

humans would have been clearly distinguishable from those which were active during

the initial stage and from those that develop in the late Holocene. After 6300 cal years

B.P., according with Aulacoseira spp high frequency, conditions might have been

windy with high precipitation rate until 4900 cal years B.P. Between 4900 cal years

B.P. and 3500 cal years B.P., a significant decrease in the planktonic species group,

accompanied with benthic species related to peatland environments suggest high humid

and cold conditions and further development of vegetation around the lake margin.

In the core from the Lago Galvarne Bog, diatom analyses were carried out only

in the section corresponding to the middle Holocene marine transgression. That time is

of great importance for the overall knowledge improvement about the influence of

environmental conditions for human settlements and exploration in regional

ecosystems. The base of the core was dated at 13,515 14C B.P. (16,260 cal years B.P.).

Between 8000 and 7400 cal years B.P., the dominance of marine diatoms together with

species of brackish waters has suggested a strong marine influence within the basin.

Between 7400 and 3700 cal years B.P., a coastal environment would have been

developed at Lago Galvarne, or perhaps even a fjord-type environment, as suggested by

the high frequency of brackish diatoms accompanied with some species of fresh waters.

After 3700 cal years B.P., the basin would have ceased to have marine or brackish water

influence. This was probably caused by relative sea level decrease that would have kept

the basin away from the influence of marine waters.

Besides, sediments were analyzed which were obtained in the Santa Cruz

Province Central Massif. In this area, important archaeological sites are located, which

ix

are related with the human early peopling of Patagonia. These sites are AEP- 1, which

was associated to a paleolake in the archaeological locality of Piedra Museo (47º 53´

42´´ S; 67º 52´04´´ W), and Cueva Maripe (47° 51´05” S; 68° 56´03´´ W) situated in the

archaeological locality of La Primavera. To carry out the palaeoenvironmental

reconstruction, diatom assemblages were analyzed from the upper (the uppermost first

meter of the sequence) sedimentary column of the paleolake. These sediments are

characterized mainly by aerial species. This could be related with increasing aridity, and

thus to the gradual drying-out process of the ancient paleolake. The drying-out process

would have begun during some time in the Early or Middle Holocene, probably

gradually restricting the human living conditions at this locality.

In the Cueva Maripe site samples coming from the stratigraphic profile of the

archaeological excavation were analyzed, as well as others obtained within the

innermost sector of the cave. There, the diatom valves were found as highly broken.

However, diatom assemblages have suggested that the cave was occasionally flooded by

quiet and shallow waters. This would be indicating that the cave would not have been

available to be occupied by humans roughly around before 8900 14C B.P. in cave´s the

northern chamber. The diatom flora was mainly periphytic, associated with aquatic

vegetation (macrophytes). In addition to the sediment samples from the cave, water

samples were analyzed from different places located around the archaeological sites.

The main objective was to find modern analogues with the detected environmental

conditions.

The arrival of the earlier hunter-gatherer societies to southern Patagonia and

Tierra del Fuego took place under changing palaeoenvironmental and palaeoecological

conditions. Taking into account the radiocarbon dates and the heterogeneous

geographic distribution of the archaeological sites, it is possible to consider a slow

exploration phase and a non-linear peopling process in the southern end of the South

American continent. Episodes of environmental cooling, as suggested by the pollen and

diatom assemblages of Laguna Cascada, would have had a significant influence on the

human occupation of certain geographical areas.

Diatom analysis in lacustrine, glacilacustrine, littoral and palustrine sedimentary

sequences, and also in sediments from important archaeological sites has proved to be

useful in local and regional palaeoenvironmental reconstructions. Thus, it provides a

suitable, complex and specific frame for the interpretation of regional environments

during human colonization in southern Patagonia and Tierra del Fuego.

x

ÍNDICE

Capítulo 1. Introducción………………………………………………………….. 1

1.1. Fundamentación…………………………………………………………… 1

1.2. Importancia de los estudios paleoambientales……………………………... 4

1.3. Objetivos……………………………………………………………………. 6

1.3.1. Objetivos generales………………………………………………………. 6

1.3.2. Objetivos específicos……………………………………………………… 6

1.4. Hipótesis…………………………………………………………………….. 7

1.5. Estructura de la tesis………………………………………………………… 7

Capítulo 2. Áreas de Estudio………………………………………………………. 10

2.1. Tierra del Fuego…………………………………………………………… 10

2.2. Glaciaciones y geomorfología glacial en la región en la región austral de

América del Sur……………………………………………………………… 11

2.2.1. La Última Glaciación en el canal Beagle, Isla Grande de Tierra del

Fuego…………………………………………………………………………… 12

2.3. El clima en la Región Magallánica………………………………………. 13

2.3.1. Condiciones térmicas y precipitaciones…………………………………. 15

2.4. Circulación oceánica en la Región Magallánica…………………………... 17

2.5. Isla de los Estados…………………………………………………………. 18

2.5.1. Ubicación geográfica…………………………………………………….. 18

2.5.2. Clima…………………………………………………………………….. 20

2.5.2.1. Temperatura……………………………………………………………. 21

2.5.2.2. Precipitación…………………………………………………………… 22

2.5.2.3. Vientos………………………………………………………………… 22

2.5.2.4. Tormentas eléctricas…………………………………………………… 22

2.5.3. Geología…………………………………………………………………. 22

2.5.3.1. Estratigrafía de la roca de base………………………………………… 23

2.5.3.2. Cuaternario…………………………………………………………….. 24

2.5.3.3. Estructura geológica del sustrato………………………………………. 25

2.5.3.4. Geomorfología glacial en Isla de los Estados………………………….. 26

2.5.3.4.1. Artesas……………………………………………………………….. 26

xi

2.5.3.4.2. Fiordos……………………………………………………………….. 26

2.5.4. Hidrografía………………………………………………………………. 27

2.5.5. Vegetación……………………………………………………………….. 28

2.5.5.1. Turberas………………………………………………………………... 32

2.5.6. Fauna…………………………………………………………………….. 34

2.6. Meseta Central de Santa Cruz……………………………………………… 35

2.6.1. Geología regional y geomorfología……………………………………… 36

2.6.2. Clima…………………………………………………………………….. 39

2.6.3. Vegetación……………………………………………………………….. 40

2.6.4. Hidrografía………………………………………………………………. 40

2.6.5. Fauna…………………………………………………………………….. 41

2.6.6. Efectos de la actividad volcánica andina………………………………… 41

2.7. Localidades arqueológicas…………………………………………………. 43

2.7.1. AEP-1. Localidad arqueológica Piedra Museo………………………….. 43

2.7.2. Cueva Maripe. Localidad La Primavera…………………………………. 48

Capítulo 3. Antecedentes…………………………………………………………..

53

3.1. Antecedentes paleoambientales……………………………………………. 53

3.2. Reconstrucción climática de Patagonia sur vinculada al poblamiento

humano…………………………………………………………………………. 53

3.2.1. Máximo Glacial y Tardiglacial…………………………………………... 55

3.2.2. La transición Pleistoceno-Holoceno……………………………………... 57

3.2.3. Holoceno Temprano……………………………………………………… 63

3.2.4. Holoceno Medio…………………………………………………………. 64

3.2.5. Holoceno Tardío…………………………………………………………. 66

3.3. Antecedentes sobre estudios diatomológicos en Patagonia………………… 68

3.4. Antecedentes de estudios diatomológicos en la investigación arqueológica.. 71

3.4.1. Artefactos arqueológicos…………………………………………………. 72

3.4.2. Análisis de sedimentos arqueológicos…………………………………… 72

3.4.3. Reconstrucción paleoambiental a escala local: sitio……………………… 73

3.4.4. Reconstrucciones paleoambientales a escala regional……………………. 73

xii

Capítulo 4. Materiales y Metodología…………………………………………… 75

4.1. Muestreo en el campo……………………………………………………… 75

4.2. Técnicas de laboratorio…………………………………………………….. 83

4.3. Asignación taxonómica……………………………………………………. 86

4.4. Ecología……………………………………………………………………. 86

Capítulo 5. Resultados…………………………………………………………….. 90

5.1. Laguna Cascada (CAS)……………………………………………………. 90

5.2. Turbera Lago Galvarne (Lago Galvarne Bog; LGB)……………………… 97

5.3. Paleolago Piedra Museo (Santa Cruz)…………………………………….. 103

5.4. Cueva Maripe……………………………………………………………… 106

5.5. Muestras parciales en lugares aledaños a sitios arqueológicos…………… 110

5.5.1.Muestras de agua…………………………………………………………. 111

Capítulo 6. Discusión General……………………………………………………. 118

6.1. Perfil Laguna Cascada (Isla de los Estados)……………………………… 118

6.2. Turbera Lago Galvarne: evidencia del aumento del nivel del mar y

desarrollo paleoambiental. Implicancias para la exploración humana en Isla de

los Estados……………………………………………………………………… 125

6.3. Paleolago Piedra Museo…………………………………………………… 132

6.4. Cueva Maripe……………………………………………………………… 137

6.5. Aspectos Tafonómicos…………………………………………………….. 138

6.6. Aplicación del estudio de diatomeas, correlación entre Laguna Cascada

(Isla de los Estados) y las localidades arqueológicas. Situación paleoclimática

regional………………………………………………………………………… 141

6.7. Evaluación paleoambiental y paleoclimática durante los últimos 18.000

años cal A.P. en Patagonia meridional, Tierra del Fuego e Isla de los Estados en

los momentos de los primeros grupos cazadores-recolectores…………………... 148

Capítulo 7. Conclusiones…………………………………………………………… 162

Bibliografía………………………………………………………………………….. 167

xiii

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en Laguna Cascada y Turbera Lago

Galvarne………………………………………………………………………………

201

Anexo II. Tabla con los resultados alcanzados en distintos estudios diatomólogicos

de Patagonia sur……………………………………………………………………… 207

Lista de Figuras y Tablas FIGURAS: Figura 1. Archipiélago Fueguino. Isla Grande de Tierra del Fuego………………..... 10

Figura 2. Situación climática de la Región Magallánica (centros de alta y baja

presión)……………………………………………………………………………………. 14

Figura 3. Isotermas de invierno para la Región Magallánica………………........... 15

Figura 4. Isotermas de verano para la Región Magallánica……………………….. 15

Figura 5. Precipitación anual (mm) para la región magallánica…………............... 17

Figura 6. Principales factores que afectan el clima del archipiélago de Tierra del

Fuego. ……………………………………………………………………………… 18

Figura 7. Isla de los Estados con sus principales accidentes geográficos. ………… 20

Figura 8. Vista panorámica de la Isla de los Estados……………………………..... 20

Figura 9. Vista del Lago Lovisato………………………………………………….. 25

Figura 10. Fiordo Bahía Blossom ………………………………………………..... 27

Figura 11. Turberas de Astelia……………………………………………………... 34

Figura 12. Sector NE de la Provincia de Santa Cruz con localidades

arqueológicas….......................................................................................................... 36

Figura 13. Paredón de ignimbritas en la Localidad la Primavera…………………… 39

Figura 14. A. Vista del sitio Alero El Puesto 1 (AEP-1) en la Localidad Piedra

Museo. B. Vista del Cerro Madre e Hija…………………………………………... 43

Figura 15. Vista panorámica de la Localidad de Piedra Museo…………………… 44

Figura 16: Vista panorámica del afloramiento rocoso la Localidad Piedra Museo. 45

Figura 17. Perfil estratigráfico de la cuadricula A del sitio AEP-1………………... 46

Figura 18. Grabados de la Cueva Grande en la Localidad de Piedra Museo……... 48

Figura 19. Localidad La Primavera………………………………………………... 49

xiv

Figura 20. Pinturas rupestres la Localidad La Primavera…………………………. 51

Figura 21. Mapa con las principales localidades en las cuales se hicieron estudios

paleoambientales………………………………………………………………….. 55

Figura 22. Ubicación de los sitios arqueológicos tempranos……………………… 63

Figura 23. Distintas secciones del testigo Laguna Cascada (Isla de los Estados)..... 76

Figura 24. Distintas secciones del testigo turbera lago Galvarne (Isla de los

Estados)……………………………………………………………………………. 76

Figura 25. Muestreo en el paleolago de Piedra Museo……………………………. 79

Figura 26. Muestras de sedimento en la zona del Cañadón La Primavera………... 80

Figura 27. Laguna de Bonete……………………………………………………… 81

Figura 28. Barranca, cauce de un arroyo temporario y pozo de muestreo…………. 81

Figura 29. Sitios de los cuales se tomaron muestras de agua para estudiar el

contenido de diatomeas……………………………………………………………. 82

Figura 30. Trabajo de laboratorio del testigo Laguna Cascada……………………. 84

Figura 31. Trabajo de laboratorio de las muestras de la Turbera Lago Galvarne….. 85

Figura 32. Trabajo de laboratorio de las muestras provenientes de la Meseta

Central de Santa Cruz……………………………………………………………… 85

Figura 33. Ensambles de diatomeas en Laguna Cascada………………………....... 95

Figura 34. Especies identificadas en Laguna Cascada (MEB)…………………….. 96

Figura 35. Especies identificadas en Laguna Cascada (MEB)…………………….. 97

Figura 36. Ensambles de diatomeas en Lago Galvarne Bog …………………....... 101

Figura 37. Diatomeas identificadas en Lago Galvarne Bog (MEB)………………. 102

Figura 38. Ensambles de diatomeas en el paleolago de Piedra Museo……………. 105

Figura 39. Diatomeas identificadas en los sedimentos del paleolago de Piedra

Museo (MEB, vistas valvares)……………………………………………………... 106

Figura 40. Planta de excavación de Cueva Maripe ………………………………... 107

Figura 41. Algunas de las diatomeas identificadas en la muestra de agua “La

Primavera”…………………………………………………………………………. 114

Figura 42. Diatomeas identificadas en la muestra de agua denominada “La

Playita”…………………………………………………………………………….. 115

Figura 43. Diatomeas identificadas en la charca de agua “I-M2”…………………. 116

Figura 44. Diatomeas identificadas en la muestra de agua “charca II-M5”……….. 117

xv

Figura 45. Esquema mostrando la evolución de Laguna Cascada…………………. 123

Figura 46. Carbono Total (TC) y la relación Carbono/Nitrógeno (C/N) del testigo

de Laguna Cascada………………………………………………………………… 124

Figura 47. Medición a través de rayos X de los elementos del testigo de Laguna

Cascada…………………………………………………………………………….. 124

Figura 48. Medición a través de rayos X de los elementos del testigo Turbera

Lago Galvarne……………………………………………………………………... 127

Figura 49. Sitios arqueológicos registrados en Isla de los Estados………………... 129

Figura 50. Archipiélago fueguino. Sitios arqueológicos mencionados en la

discusión…………………………………………………………………………… 132

Figura 51. Evolución paleoambiental para Patagonia sur ………………………… 161

TABLAS:

Tabla 1. Cuadro estratigráfico de Isla de los Estados……………………………… 23

Tabla 2. Tipos de turberas en Isla de los Estados…………………………………. 33

Tabla 3. Fechados radiocarbónicos del sitio AEP-1 Localidad Piedra……………. 45

Tabla 4. Diferencias entre la entre la Cámara Norte y la Cámara Sur de Cueva

Maripe……………………………………………………………………………… 50

Tabla 5. Fechados radiocarbónicos procedentes de muestras de carbón…………. 51

Tabla 6. Sitios de la Patagonia en los que se han realizado estudios

paleoambientales a partir de registros lacustres…………………………………... 70

Tabla 7. Sitios de la Patagonia en los que se realizaron estudios paleoambientales

a partir de ambientes costeros-marinos…………………………………………… 71

Tabla 8. Detalle de las muestras tomadas en Isla de los Estados…………………. 77

Tabla 9. Detalle de las muestras de sedimento y de agua provenientes de la Meseta

Central……………………………………………………………………................ 79

Tabla 10. Descripción detallada de las unidades estratigráficas de Laguna

Cascada……………………………………………………………………………. 93

Tabla 11. Dataciones radiocarbónicas y edades calibradas de Laguna Cascada....... 94

Tabla 12. Descripción detallada de las unidades estratigráficas que conforman el

testigo turbera Lago Galvarne……………………………………………………... 100

xvi

Tabla 13. Dataciones radiocarbónicas de Lago Galvarne Bog y edades

calibradas…………………………………………………………………………...

100

Tabla 14. Cantidad de fragmentos indeterminados (Frag. indet.) y valvas enteras

en cada una de las muestras analizas del paleolago de la localidad arqueológica de

Piedra Museo………………………………………………………………………. 105

Tabla 15. Cantidad de estatosporas de crisofíceas, fragmentos de valvas

indeterminadas (Frag. indet.) y valvas enteras en cada una de las muestras de

Cueva Maripe………………………………………………………………………. 107

Tabla 16. Descripción de las muestras tomadas y de sus las respectivas

profundidades en Cueva Maripe y en la cárcava cercana al sitio…………………..

108

Tabla 17. Diatomeas presentes y ausentes en Cueva Maripe……………………… 109

Tabla 18. Diatomeas identificadas en la cárcava cercana a la Cueva Maripe........... 111

Tabla 19. Diatomeas identificadas en distintas muestras en la zona de la Meseta

Central………………………………………………………………………………

111

Tabla 20. Diatomeas identificadas en las muestras de agua colectadas en las

cercanías a los sitios Cueva Maripe y Piedra Museo……………………….……… 113

xvii

Introducción

CAPÍTULO 1

INTRODUCCIÓN

1.1. Fundamentación

Las condiciones ambientales son las que conducen los procesos de cambio que

ocurren en un paisaje dado, afectando la actividad humana, la de otros organismos y sus

propias relaciones; estos procesos son responsables de las propiedades actuales que se pueden

identificar en las formaciones superficiales de la corteza terrestre. En Patagonia meridional, el

ambiente cada vez más cambiante, desde el Último Máximo Glacial (UMG, 23.000 años cal.

A.P.) en adelante, tuvo un rol importante en la evolución organizacional y distribución de las

sociedades cazadoras recolectoras a través de tan extenso territorio. Esto queda revelado en el

uso diferencial del espacio, reconocido a través del registro en los diversos sitios

arqueológicos que contienen una cuantiosa información acerca de la explotación económica

de los recursos por parte de los primeros grupos humanos y de su mundo simbólico quienes

ocuparon esta región muy tempranamente (Bird y Bird1988; Cardich, 1987; Borrero, 1985,

1994-95, 2001; Borrero et al., 1999; Belardi 1999, De Nigris, 2004; Franco y Borrero, 2003;

Mengoni Goñalons, 1999; Miotti, 1996, 1998, 2010; Miotti y Salemme, 1999, 2004, 2005;

Orquera y Piana, 1999, 2005, 2006, 2009; Paunero, 2003a). La movilidad de los grupos

cazadores recolectores estaba seguramente ligada a las condiciones ambientales, a la

disponibilidad de los recursos, en especial al agua, y a la escala, dimensiones y dinámica del

ambiente en su conjunto. Por ello, el ambiente en su totalidad resulta hoy relevante en la

definición de las vinculaciones de los grupos humanos con el mundo que tenían a su

disposición. En este sentido, el ambiente no determina la organización social de las

sociedades humanas, sino que genera el marco en el cual las poblaciones humanas deben

organizarse para actuar (Craik, 1972; Butzer, 1982; Dincauze, 2000; Dearing, 2006; Torrence

y Grattan, 2002; Grosjean et al., 2007, entre muchos otros). Así, las sociedades eligen qué

estrategia aplicar para el caso de encontrarse en situaciones dominadas por condiciones

adversas, que, como se conoce, existen diversos ejemplos que confirman que los humanos

pueden vivir bajo condiciones desfavorables o de extremas sequía, inundaciones cíclicas, aún

en situaciones catastróficas; claros ejemplos son las sociedades del desierto del Kalahari

(Marshall, 1958, 1960; Lee, 1972), Atacama (norte de Chile y Argentina) (Nuñez, 1984;

Nuñez et al., 2002; Grosjean et al., 2007), Patagonia (Gradin, 1980; Massone, 1984; Bird,

1

Introducción

1988; Cardich, 1987; Borrero, 1985, 1994-95, 2001; Aschero, 1996; Miotti, 1996, 1998,

2003, 2006a, 2010a; Miotti y Salemme, 1999, 2004, 2005, 2008; Orquera y Piana, 1999,

2009; Paunero, 2003a), el Ártico (Fitzhugh, 1997; Friesen, 1999) y hasta en Antártida

(Zarankin y Senatore, 2007).

Siguiendo esta línea de investigación, el énfasis del análisis de este trabajo estará

puesto en el escenario que caracterizó la transición Pleistoceno-Holoceno y hasta el Holoceno

tardio. Un escenario que presentó significativas variaciones ambientales, con una distribución

de recursos muy diferente a la actual que los primeros pobladores supieron aprovechar

aplicando estrategias adaptativas diversas (Borrero 1994-95, 1996, 1999, 2001; Borrero et al.,

1999; Miotti y Salemme, 1999). De acuerdo con la información glaciológica, sedimentológica

y palinológica disponible, este período estuvo caracterizado por condiciones climáticas

inestables, que produjeron un cambio dramático en la biota y en el paisaje, pero que a pesar de

ser un cambio dramático y súbito no impidió a los primeros colonizadores de Patagonia sur

ocupar ciertos lugares. Durante este período transicional, los glaciares comienzan a retroceder

y el clima se vuelve más cálido. Varios estudios palinológicos en el sur de Patagonia sugieren

condiciones climáticas frías húmedas entre los 11.000 y los 10.000 años C14 A.P (Heusser y

Rabassa, 1987; Heusser, 1994). Comprender esas circunstancias ambientales inestables fue

muy importante para las investigaciones arqueológicas que se focalizaban en entender cómo

ocurrió la ocupación humana durante la transición Pleistoceno-Holoceno (14.000-8000 años

C14 A.P.; 17.000-8800 años cal A.P.). Posteriormente a dicha transición la tendencia climática

en Patagonia fue hacia la aridez, aunque con algunos pulsos de humedad y otros eventos

catastróficos (erupciones volcánicas) que habrían obligado a las poblaciones humanas a

reorganizarse de otra manera en el espacio. Según la evidencia arqueológica, las poblaciones

humanas se encontraban en una Fase de colonización en Patagonia meridional entre 13.000 y

8500 C14 años A.P. (16400 y 9400 años cal A.P.) (Borrero 1994-95; Miotti y Salemme, 1999).

Luego, entre 8500 y 4500 C14 años A.P. (9400 y 5100 años cal A.P.) y durante la Fase de

Consolidación Territorial (Miotti y Salemme, 1999; Miotti, 2006a; Salemme y Miotti 2008,

entre otros), se habría dado una mayor intensificación en la ocupación de los espacios, etapa

en la cual los grupos humanos habrían generado “nodos” de comunicación social como forma

de extensificar la colonización de la región (Miotti, 2010b).

El cambio climático y la consecuente distribución de la flora y la fauna, hizo que los

cazadores recolectores organizaran sus estrategias de subsistencia en base a la caza

generalizada y oportunista (estrategia “forager”, Binford, 1980) de grandes mamíferos,

durante la fase de colonización de Patagonia. El uso diferencial del espacio en varias regiones

2

Introducción

de la Patagonia Austral está relacionado con dicha inestabilidad climática, y esto es una

cuestión clave a resolver para esta zona. Esta región está próxima a los frentes de baja presión

circumantárticos, las fuertes y frecuentes tormentas y las bajas temperaturas, los cuales

podrían haber sido causas importantes para la formación de un paisaje con árboles en la

cordillera y un campo abierto de vegetación tipo tundra, espacialmente más expuestas

(Heusser, 2003; Markgraf, 1993). La actual diversidad geomorfológica, climatológica y

ambiental está contenida en la extensa historia paleoambiental de diferentes sitios que se

localizan en estas latitudes. Las discrepancias que cada lugar presente pueden deberse a una

respuesta local generada por una fuerza hemisférica (o global) del clima (Markgraf, 1987).

Por todo lo expresado anteriormente, considero que las sociedades humanas que

recorrieron tempranamente el espacio patagónico tuvieron que adaptarse a una dinámica y

compleja variedad climática y ecológica; por esta razón estudiar los paleoambientes es el

interés central de este trabajo, que se desarrollará a través de uno de los proxy más sensibles a

los cambios ambientales: las diatomeas. Las diatomeas (Bacillariophyceae) son algas

unicelulares eucariotas pigmentadas y fotosintéticas. Su rasgo diferencial es la pared celular,

que está altamente especializada e impregnada con sílice amorfa hidratada (SiO2 .n H2O)

(Round et al., 1990). Esta característica les da a estos organismos una mayor resistencia, lo

cual posibilita una buena conservación en los depósitos sedimentarios (Bold y Wynne, 1985).

La pared celular es multipartita y consiste en dos unidades grandes, encajadas una en la otra,

que se denominan valvas. Las valvas están unidas por varias estructuras más delgadas

llamadas elementos cingulares o cinturas, que a veces pueden llegar hasta 50 unidades (Round

et al., 1990). Cada valva y su parte correspondiente de cíngulo conforman una teca. El

conjunto de las tecas se denomina frústulo, el cual está unido de manera muy compacta y el

pasaje de sustancias a través de la pared debe ocurrir vía poros o ranuras en los citados

componentes. Tradicionalmente las características del frústulo son la base para identificar el

grupo taxonómico. Las diatomeas son muy sensibles a los cambios de los nutrientes y

condiciones de calidad de las aguas, debido a que cada especie tiene un óptimo y un rango de

tolerancia para a un tipo de agua determinado (Cooper, 1999). Por esta razón, las diatomeas

son excelentes indicadores de algunas características de los sistemas acuáticos como la

mezcla o estratificación, la temperatura, el pH o la salinidad. También son indicadores de

eutrofización (descarga excesiva en el agua de nutrientes provenientes de fertilizantes y aguas

residuales) e impacto antropogénico en general. Según Round et al. (1990) se reconocen 285

géneros, los que abarcan entre 10.000 y 12.000 especies. Las diatomeas se caracterizan por

tener una alta frecuencia en todos los cuerpos de agua (ríos, arroyos, lagunas, mares), a

3

Introducción

excepción de aguas calientes o hipersalinas (Martinez Macchiavelo, 1997; Cooper, 1999). Los

restos silíceos de las diatomeas bien conservadas, tanto fósiles como actuales, pueden ser

empleados como indicadores para la reconstrucción paleolimnológica de los sistemas

acuáticos. Ocupan ambientes con diversas características ecológicas, encontrándose este tipo

de algas en agua dulce, salada y salobre. En ambientes marinos se utilizan para conocer la

química del agua, paleosalinidades, paleotemperaturas, concentración de nutrientes y

corrientes. De esta manera, son eficaces para la reconstrucción de escenarios ambientales del

pasado, por lo tanto resultan de sumo interés para interpretar los ambientes que habitaron los

grupos humanos durante la última parte del Tardiglacial y el comienzo del Holoceno, dado

que la vinculación de estas sociedades con ambientes acuáticos, tanto fluviales como

lacustres, fue decisiva en su supervivencia y expansión (Miotti, 2006a).

1.2. Importancia de los estudios paleoambientales

Las interacciones entre los humanos y su entorno han sido discutidas en las disciplinas

antropológicas y arqueológicas en los últimos cincuenta años (Dincauze, 2000). Hasta la

década del 70, el desarrollo de este tema se guió por un enfoque determinista que sostenía que

la conducta humana estaba determinada mecánicamente por las características ambientales y

por la distribución de los recursos. Desde entonces, el estudio del ambiente creció en

complejidad y en el interés por parte de la comunidad científica (Brenner et al., 2001;

Burroughs, 2005). Nuevos enfoques ven a las condiciones climáticas y ecológicas como

aquellas que proveen el contexto en el que se toman las decisiones humanas, y que deben ser

consideradas al momento de generar modelos e hipótesis (Jones et al. 1999; Sandweiss et al.,

1999). Una reciente línea de investigación, tiene como objetivo desentrañar la compleja

relación que existe entre el origen natural o cultural de los cambios ambientales (Dearing,

2006). Para ello, estos autores proponen mejorar la metodología paleoambiental e integrar

estudios de caso para después comprender los cambios a una escala regional. Un ejemplo de

esto es el Proyecto Ystad (Berlung, 1991) que tuvo como objetivo describir el paisaje cultural

de los últimos 6000 años en el sur de Suecia, a través de reconstrucciones históricas y

paleoambientales (hidrología, vegetación, clima) de diversos sitios. Esto permitió entender

mejor la interacción del hombre con el ambiente a través del tiempo y generar un fundamento

sólido para el manejo en la actualidad del ambiente natural, los paisajes culturales y los

monumentos antiguos.

4

Introducción

El cambio ambiental tiene una dimensión humana. El impacto de las poblaciones

prehistóricas en paisajes árticos ha dejado ocasionalmente huellas visibles como casas y

estructuras de campo (Buckland et al., 2011). Esto ha llevado a la creación de un programa

denominado “Strategic Environmental Archaeology Database Project” (“Proyecto Estratégico

de base de datos de la Arqueología Ambiental”) que tiene como objetivo comprender de

manera profunda los cambios naturales y humanos inducidos en el ambiente y en el clima; y

cómo los humanos responden a ellos, para de esta forma predecir cambios en el futuro. Este

proyecto comenzó con datos inéditos de la arqueología ambiental de Suecia, pero más tarde

empezó a extenderse hacia otros países alrededor del Ártico (Buckland et al., 2011).

Para los arqueólogos el objetivo de las reconstrucciones paleoambientales es la

descripción del cambio en contextos físicos y biológicos de la existencia humana (Dincauze,

2000). Desde una escala global, varios estudios arqueológicos y etnográficos tuvieron como

objetivo entender la distribución espacial de los cazadores-recolectores y de las sociedades

agrícolas en relación con el ambiente, teniendo en cuenta parámetros como la humedad, el

régimen de lluvia, la biomasa (Marlowe, 2005). Los recursos no se distribuyen

homogéneamente en el espacio, y en cierta forma la manera en que esos recursos se

estructuran se ve condicionada por las variaciones paleoambientales. En este sentido, para

comprender aún más el modo de utilizar el espacio por parte de los cazadores recolectores,

que en parte depende de la disponibilidad de determinados recursos, es necesario obtener

información derivada de los análisis paleoambientales y paleoclimáticos de la propia región

en estudio. Entonces, el conocimiento de la disponibilidad y distribución de los recursos es un

requerimiento básico para el estudio de las decisiones humanas y los procesos de cambio

cultural. Esto puede ser sólidamente abordado a través de una perspectiva ambiental (Morales

et al., 2009).

Por ello, son altamente satisfactorios y significativos los nuevos abordajes de la

arqueología ambiental (Dincauze, 2000) y de la paleoecología (Hardesty, 1977). El ambiente

no debe ser visto como un cuerpo estático de datos, sino que debe ser considerado como un

factor dinámico en el análisis de los contextos arqueológicos (Butzer, 1982). El primer

objetivo de la arqueología ambiental debe ser definir las características y procesos del

ambiente biofísico que brinda la matriz en la cual se interactúa con la esfera social, reflejada

por ejemplo en las actividades de subsistencia y en los patrones de asentamiento (Butzer,

1982).

5

Introducción

2. Objetivos

2.1. Objetivos generales

Teniendo en cuenta entonces la fundamentación presentada en relación a la comprensión

de los ambientes del pasado en relación con las sociedades humanas que colonizaron

tempranamente el extremo austral del continente americano, en este trabajo se propone:

• Reconstruir los paleoambientes desde el fin de la última glaciación hasta la actualidad

e inferir las condiciones fisico-químicas de los ecosistemas acuáticos durante la

transición Pleistoceno-Holoceno.

• Vincular las condiciones paleoambientales inferidas a través del estudio de los

ensambles diatomológicos con las diferentes etapas de desarrollo de la ocupación

humana en los sitios tempranos de Patagonia meridional, durante el Tardiglacial y en

el Holoceno Temprano (14.000-8000 años C14 A.P.).

• Interpretar el patrón de migración y asentamiento de los primeros grupos cazadores

recolectores en relación a los paleoambientes.

• Inferir variaciones paleoclimáticas a escala regional y global comparando con otros

registros paleoambientales como polen, fitolitos, ostrácodos, foraminíferos, y también

con estudios geoquímicos e isotópicos de turba.

• Reconstruir las condiciones ambientales dominantes a partir de los sedimentos

correspondientes a la transgresión marina en el Testigo Lago Galvarne.

2.2. Objetivos específicos

• Diagramar una secuencia tipo, continua, completa y detallada, a partir de los

sedimentos lacustres de la Isla de los Estados.

6

Introducción

• Correlacionar la secuencia tipo con secuencias parciales de los sitios arqueológicos

localizados en Patagonia meridional continental, y con otras localidades portadoras de

restos fósiles de importancia paleoclimática.

3. Hipótesis

Hipótesis 1: El clima de Patagonia fue húmedo durante la transición Pleistoceno-Holoceno y

para algunos momentos del Holoceno medio. Los ensambles de diatomeas en esos

períodos son indicadoras de momentos más húmedos en los perfiles sedimentológicos

de los lugares muestreados en esta tesis tanto para Isla de los Estados como para los

sitios arqueológicos en la Meseta Central de Santa Cruz, principalmente AEP-1 y

Cueva Maripe.

Hipótesis 2: La variabilidad de las condiciones y la disponibilidad estacional de los recursos,

favoreció la ocupación de nuevos hábitats, el trazado de nuevas rutas sociales, la

aplicación de nuevas estrategias de caza y nuevas dietas constituidas por la caza de

animales actualmente extinguidos y la utilización de ciertos vegetales. Los ensambles

de diatomeas recuperados de ambientes acuáticos asociados a restos arqueológicos en

la región pueden aportar evidencia sobre estas condiciones, y así poder reconstruir los

paleoambientes. La correlación entre estos resultados y las ocupaciones humanas

permitirá avalar o rechazar esta hipótesis.

Hipótesis 3: Las condiciones del clima de la Isla de los Estados (IDE) son consecuencia de

variaciones en la posición latitudinal de la Corriente Circumpolar Antártica (CCA).

Ésta influyó en el clima de toda la región e intervino como regulador climático. El

análisis de la composición y estructura de los ensambles de diatomeas en IDE

permitirá inferir las condiciones dominantes. Se espera encontrar ensambles de

diatomeas que indiquen condiciones más húmedas.

4. Estructura de la tesis

El trabajo de tesis esta estructurado en siete capítulos. En el primer capítulo se

presenta la fundamentación del desarrollo de metodologías poco utilizadas en las

7

Introducción

investigaciones arqueológicas, aquellas que se derivan del análisis de diatomeas, los objetivos

y las hipótesis de trabajo.

En el segundo capítulo se describen las áreas de estudio: Isla de los Estados y la

Meseta Central de Santa Cruz, sus características ambientales actuales: clima, geología,

vegetación y fauna. Además, se resalta la importancia de las erupciones volcánicas para toda

la región en estudio.

El tercer capítulo está organizado en 3 acápites: en el primero, se citan y describen los

antecedentes paleoambientales. En el segundo se reconstruyen los paleoambientes vinculados

al poblamiento de Patagonia y además, se presentan los principales sitios con fechados

correspondientes a la Transición Pleistoceno/Holoceno. En el tercer acápite, se detallan los

antecedentes de estudios sobre diatomeas aplicados en las investigaciones arqueológicas.

Aquí se destaca que en contextos internacionales este estudio tiene resultados positivos, sin

embargo este tipo de abordaje no han sido frecuentemente realizado en nuestro país.

En el cuarto capítulo se describen cuáles fueron los materiales analizados (testigos de

sedimentos y muestras de agua) y las metodologías aplicadas. Las actividades desarrolladas

en el campo y los análisis de laboratorio, principalmente todo lo vinculado al tratamiento

físico-químico de las muestras, al análisis microscópico y a la clasificación de las diatomeas.

En el quinto capítulo se presentan los resultados obtenidos para cada uno de los

testigos analizados y de las muestras parciales recolectadas en la Meseta Central de Santa

Cruz.

En el sexto capítulo se discuten cada uno de los testigos analizados. Este se estructura

en seis acápites. En el primero se discuten las condiciones paleoambientales sugeridas por los

ensambles de diatomeas recuperados en el testigo Laguna Cascada en Isla de los Estados. En

el segundo se discuten los resultados obtenidos de la Turbera Lago Galvarne y cómo estos

datos pueden servir como evidencia del aumento del nivel del mar y además, se consideran las

implicancias para la exploración humana en la Isla de los Estados. En el tercero se discuten

las condiciones paleoambientales inferidas a partir de los ensambles de diatomeas recuperados

en el paleolago de Piedra Museo en la Meseta Central de Santa Cruz y cómo se relacionan

con los resultados provenientes de los estudios polínicos. En el cuarto se consideran los

ensambles de diatomeas recuperados en los perfiles estratigráficos de Cueva Maripe como así

también, los resultados de las muestras de agua tomadas en sectores cercanos a dicho sitio. En

el quinto se plantea la correlación entre Laguna Cascada (Isla de los Estados) y las localidades

arqueológicas, con el objetivo de comprender la situación paleoclimática regional. En el

sexto, se integran y discuten los datos expuestos en los acápites precedentes, junto con la

8

Introducción

información existente en la bibliografía y conocida para el área en estudio. Se presenta,

entonces, una evaluación paleoambiental y paleoclimática durante los últimos 18.000 años cal

A.P. en Patagonia meridional, Tierra del Fuego e Isla de los Estados en los momentos de las

primeras sociedades cazadores- recolectoras.

Por último, en el capítulo séptimo se presentan las conclusiones de este trabajo de

tesis.

9

Áreas de estudio

CAPÍTULO 2

ÁREAS DE ESTUDIO

2.1. Tierra del Fuego

La Isla Grande de Tierra del Fuego es la de mayor extensión de todo el Archipiélago

Fueguino, localizado en el extremo más austral de América del Sur, entre los 53º-55º S y 66º-

74º O (Fig. 1). En términos geológicos, Tierra del Fuego está formada por dos placas

tectónicas, la Placa Sudamericana y la Placa de Scotia, separadas por la Falla de Magallanes-

Fagnano, lugar donde se ha registrado una intensa actividad tectónica desde el Terciario

medio. La Placa Sudamericana está integrada en esta región por rocas sedimentarias marinas

de edad Terciaria pertenecientes a la Cuenca Austral o Magallánica. Estas rocas conforman

serranías bajas, llanuras elevadas y colinas aisladas de baja elevación. Sobre la Placa de

Scotia se extienden los Andes Fueguinos, que muestran un núcleo intrusivo, con batolitos

graníticos, lavas ácidas y mesosilíceas y esquistos, además de otras rocas metamórficas de

edad Mesozoica o quizás aún más antiguas (Rabassa et al., 2000). La geomorfología de esta

región del continente sudamericano está muy vinculada a la acción glaciaria por erosión y

depositación (Coronato et al., 2004).

Figura 1: Archipiélago Fueguino. Isla Grande de Tierra del Fuego. En el extremo sureste del archipiélago se

encuentra la Isla de los Estados, uno de los dos lugares de estudio de la presente tesis.

10

Áreas de estudio

2.2. Glaciaciones y geomorfología glacial en la región austral de América del Sur

Las primeras menciones de englazamiento en Patagonia se deben a Darwin (1842),

quien registró bloques erráticos en el Estrecho de Magallanes y describió los depósitos

glaciarios ubicados sobre capas basálticas en Condor Cliff, valle del Río Santa Cruz.

Años más tarde, el famoso geólogo y explorador sueco, Otto Nordenskjöld (1899)

realizó el primer estudio científico de las glaciaciones en Patagonia y Tierra del Fuego, en los

antiguos mantos de hielo del Pleistoceno en los alrededores de la ciudad de San Carlos de

Bariloche (41º S) y en Tierra del Fuego. Nordenskjöld (1899) confeccionó el primer mapa

detallado sobre la extensión de las glaciaciones durante el cuaternario en Patagonia sur y

Tierra del Fuego, identificando diferentes morenas pertenecientes a varios estadíos glaciales.

Fue el primero en sugerir que parte del hielo habría llegado a la actual plataforma submarina

(Rabassa, 2008).

Sin embargo, fue el investigador sueco Carl Caldenius quien inició los estudios

glaciarios modernos. En 1932, Caldenius reconoció morenas correspondientes a cuatro

episodios glaciales mayores en Patagonia. Este autor interpretó que todos los avances

correspondían al máximo de la Última Gran Glaciación, y los interiores a estadíos de

retroceso, o que por lo menos así era para los 3 más internos. Caldenius (1932) basó su

trabajo en un extenso y cuidadoso mapeo de los sistemas morénicos y en el estudio de varves

y sedimentos glaciolacustres, los cuales utilizó para tele-correlacionar los depósitos

morénicos de la Patagonia con aquéllos de la Península Escandinava. En consecuencia,

estableció varios sistemas morrénicos: (1) el sistema “Initioglacial”, la más externa de las

glaciaciones, con indicios de procesos de erosión profunda correspondiente a una o más

glaciaciones anteriores a la última; (2) tres sistemas internos, que denominó “Daniglacial”,

“Gotiglacial” y “Finiglacial”, siguiendo los esquemas morfoestratigráficos escandinavos,

desde la más antigua a la más moderna, los cuales fueron considerados por Caldenius (1932)

como tres estadíos sucesivos de la Última Glaciación. Estos sistemas fueron denominados en

referencia a Dinamarca, Gotlandia (la región sur de Suecia), y Finlandia, como reafirmación

de lo que él consideraba como plena correspondencia entre Escandinavia y Patagonia; (3) las

morenas más jóvenes, denominadas “Post- Finiglacial”, interpretadas como fases recesionales

que tuvieron lugar luego del Último Máximo Glacial (UMG) (Coronato et al., 2004).

Feruglio (1944), durante sus trabajos geológicos en el Lago Argentino (Santa Cruz),

estudió las secuencias glaciarias intercaladas con basaltos en el Cerro del Fraile (lat. 51º S), al

11

Áreas de estudio

norte del Estrecho de Magallanes. A pesar de la carencia de las técnicas de datación, pudo

asignar con exactitud dichas glaciaciones al Plioceno, o por lo menos, lo que en su época era

temporalmente asignable a ese período. Años más tarde, Feruglio (1950) reconoció también la

existencia de cuatro eventos glaciarios mayores en el Pleistoceno.

Flint y Fidalgo (1964, 1969) estudiaron los depósitos glaciarios de los Andes

Patagónicos Septentrionales (39º 43´ S) y propusieron un modelo de tres glaciaciones, en

donde la primera (representada por el Drift Pichileufú) podría haber sido para estos autores

efectivamente más antigua que el Pleistoceno Tardío.

Más tarde, Mercer (1976) logró obtener dataciones radiométricas absolutas a partir del

estudio de las secuencias de till y coladas basálticas intercaladas. Los fechados demostraron

que la primera glaciación patagónica tuvo lugar durante el Mioceno Tardío, quizás entre 5 y 6

millones de años atrás, una glaciación que comenzó alrededor de 3,5 millones de años

(Plioceno Medio) y varios eventos más que ocurrieron durante el Plioceno Tardío. Mercer

(1976) reconoció la correlación de estos eventos glaciales con períodos globales fríos.

En la actualidad, son muchos los trabajos que destacan la antigüedad y complejidad de

la serie de glaciaciones que sucedieron en Patagonia (Rabassa y Clapperton, 1990; Meglioli,

1992; Clapperton, 1993; Rabassa y Evenson, 1996; McCulloch et al., 1997; Rabassa, 1999,

2008; Wenzens, 1999a, b, 2000; Schellman, 1999; Singer et al., 1998, 1999, 2004b; Kaplan et

al., 2004; Rabassa y Coronato, 2002; Coronato y Rabassa, 2011). Coronato et al. (2004) en un

trabajo sobre las glaciaciones patagónicas, proponen el desarrollo de la “Gran Glaciación

Patagónica” (GGP) alrededor de 1 millón de años atrás, con evidencia de (1) varios períodos

fríos Pre-GGP entre 7 y 2 Ma.; (2) tres glaciaciones mayores Post-GGP a lo largo del

Pleistoceno Temprano y Medio; (3) la última gran glaciación del Pleistoceno Tardío y (4) por

lo menos, dos eventos de estabilización glacial durante el Tardiglacial (15.000-10.000 años

C14 A.P.), momento en el que se produce el retroceso definitivo del frente del hielo y la

desaparición de los glaciares de las zonas bajas, quedando desde entonces restringidos los

glaciares sólo a las áreas montañosas.

2.2.1. La Última Glaciación en el Canal Beagle, Isla Grande de Tierra del Fuego

El hielo tuvo una gran extensión durante las glaciaciones del Plio-Pleistoceno en la

Isla Grande de Tierra del Fuego. Las lenguas del manto de hielo proveniente de la Cordillera

Darwin (2.488 m s.n.m) se encauzaron por amplios y profundos valles que en la actualidad se

conocen como el Estrecho de Magallanes, depresión Bahía Inútil-Bahía San Sebastián, Lago

Fagnano, Valle Carabajal-Tierra Mayor y Canal Beagle. En el norte de la isla se reconocieron

12

Áreas de estudio

varias glaciaciones (Meglioli et al., 1990), y para el sur, al menos las dos últimas (Rabassa et

al., 2000; Rabassa, 2008, Coronato et al., 2011).

La glaciación más antigua que se reconoce en el extremo sur de Tierra del Fuego es la

llamada Glaciación Sloggett (equivalente a la Glaciación Illinois de América del Norte, O18

Estadío Isotópico 6 o más antigua). En aquel momento, el hielo se extendió por todo el Canal

Beagle en dirección E hasta alcanzar Bahía Slogett y las islas Nueva y Lennox.

La Última Glaciación se ve evidenciada en el Canal Beagle por un complejo sistema

de morenas terminales que se ubica en Punta Moat y sus cercanías (Fig. 1). Estas morenas

representan diferentes episodios en el proceso de retracción glacial después del Último

Máximo Glacial (24.000 ka A.P.; Rabassa, 2008). Este evento ha sido denominado

localmente como la Glaciación Moat (equivalente a la Glaciación Wisconsin de América del

Norte; Rabassa et al., 1990b).

Para el Tardiglacial (entre 15.000 y 10.000 años C14A.P.) tuvieron lugar avances

glaciales o quizás períodos de estabilización, como por ejemplo, el episodio denominado

“Antarctic Cold Reversal” (ACR) y el “Younger Dryas” (YD) (11.000 y 10.000 años

C14A.P.).

Hacía los 14.600 años C14A.P. se cuenta con fuerte evidencia de una intensa fase de

retroceso del hielo. Se puede haber dado una fase de estabilización de 1 a 2 mil años cuando

el frente del hielo alcanzó la Isla Gable en su retroceso desde las posiciones extremas del

UMG. Esta información es sugerida por los fechados radiocarbónicos de la base de las

turberas de Harberton (14.600 C14 años A.P.) y más tarde, de Caleta Róbalo (Isla Navarino,

Chile; 12,060 ± 90 años A.P.) (Rabassa et al., 2000). El retroceso del hielo habría permitido la

formación de ambientes lacustres en el fondo del valle actualmente ocupado por el Canal

Beagle (Rabassa et al., 2000). Por último, el retroceso definitivo del hielo hacia los 10 ka C14

esta demostrado por las edades radiocarbónicas de la base de las turberas de Punta Pingüinos

en Ushuaia y de Bahía Lapataia, ubicada unos 20 km hacia el oeste (Rabassa et al., 1986;

Heusser, 1987).

2.3. El clima en la Región Magallánica

La Región Magallánica está situada en el flanco sur de la celda alta, subtropical y

semipermanente, cuya influencia directa se extiende hasta los 40º S a lo largo del año; y el

centro de baja presión subpolar que se desarrolla aproximadamente sobre el Círculo Polar

Antártico (Fig. 2). Los sistemas de presión experimentan sólo mínimas variaciones

13

Áreas de estudio

estacionales y muestran pocos cambios en su intensidad; los vientos del oeste (denominados

“Westerlies”) prevalecen en la región durante todo el año (Prohaska, 1976; Burgos, 1985;

Endlicher y Santana, 1988, en Tuhkanen 1992).

La permanencia de los vientos del suroeste en la dirección de los vientos en la región de la

ciudad de Ushuaia es atribuida a desviaciones causadas por la topografía andina. Durante los

meses de invierno existe un régimen de calmas significativamente más alto que en la estepa

fueguina. Por lo general, los vientos son más fuertes durante los meses de primavera y verano

(Tuhkanen, 1992).

El promedio anual de la velocidad del viento en el oeste y suroeste de Tierra del Fuego

es de 12 m s -1; la máxima excede los 30 m s -1 todo el mes. A sotavento de la cordillera, la

velocidad del viento media anual se reduce a 4-6 m s -1; ejemplo de esto es la ciudad de Punta

Arenas (Chile). En la costa patagónica, la velocidad del viento se amplía hasta los 8 m s -1; en

la ciudad de Río Grande la velocidad promedio es de 8,3 m s -1.

Las variaciones temporales en la dirección e intensidad del viento ocurren

principalmente debido al pasaje de depresiones ciclónicas hacia el este o sudeste a lo largo de

la línea del continente (Arnett, 1958).

Los ciclones se forman en el frente polar del Pacífico Sur, el cual se desarrolla entre

las longitudes 110º a 120º O, entre las dos celdas de los cinturones de alta presión del Pacífico

Sur (Taljaard, 1972).

Los anticiclones atraviesan el continente. Un elevado porcentaje de centros de baja

presión cruza el sector sudamericano más al sur de la isla de Tierra del Fuego, generando los

temporales del Pasaje Drake (Servicio Meteorológico Nacional, 1994).

A veces, durante el invierno, Tierra del Fuego y el sur de Patagonia se encuentran bajo

la influencia de aire frío antártico estable, cuando un cordón de alta presión se desarrolla

detrás de una serie de ciclones. Esto resulta en una corriente de origen antártico, causante de

períodos breves soleados pero secos, fríos y usualmente ventosos. El aire antártico, en su

trayecto hacia el norte, es calentado y humedecido por la superficie del mar. Es así que

alcanza la región como una corriente húmeda e inestable que luego se une a la circulación

oeste (Zamora y Santana, 1979a; Burgos, 1985; Endlicher y Santana, 1988).

Los vientos provenientes del oeste (complexivamente denominados “West Wind

Drift”) entran a la región desde el oeste-suroeste y ejercen una pronunciada tendencia

oceánica en invierno a lo largo de toda la costa del Océano Pacífico. La influencia oceánica

directa penetra desde el este a lo largo del Estrecho de Magallanes, separando dos “núcleos

fríos”, en el sur de la Patagonia y en el interior de Tierra del Fuego (Tuhkanen, 1992).

14

Áreas de estudio

Figura 2. La región Magallánica está ubicada entre el flanco sur de la celda de alta presión

semipermanente subtropical (H) y el centro de baja presión subpolar que se desarrolla aproximadamente en el Círculo Antártico (L). CIT: Convergencia intertropical. FP: Frente

Polar. FA: Frente Antártico. Modificado de Tuhkanen (1992).

2.3.1. Condiciones térmicas y precipitaciones

La influencia directa del Océano Pacífico se ve principalmente en las temperaturas de

invierno. Existe una marcada diferencia entre la temperatura de las costas oeste y este de

Tierra del Fuego. El promedio de las temperaturas en la costa del océano Pacífico refleja la

temperatura del océano, la cual es de 4 ºC en invierno y primavera (Prohaska, 1976).

Prácticamente, toda el área de la costa muestra temperaturas promedio por encima del punto

de congelamiento, aún en los meses más fríos. Asimismo, y debido a estas condiciones

climáticas, las áreas de alta montaña son susceptibles de congelamiento (Fig. 3). Por otro

lado, en los sectores más internos de la isla, la temperatura promedio durante el invierno se

encuentra por debajo de la línea de congelamiento (Tuhkanen, 1992).

Las condiciones de temperatura en verano muestran una leve influencia continental de

la pampa en el norte (Fig. 4). El margen suroeste del archipiélago fueguino experimenta los

veranos más fríos (8-9 ºC), reflejando la temperatura oceánica que es de 7 ºC en verano. La

temperatura promedio del mes más cálido del año (Enero), muestra un claro gradiente de

oeste a este y de norte a sur a lo largo del gradiente oceánico (Tuhkanen, 1992).

15

Áreas de estudio

Figura 3. Isotermas de invierno para la Región Magallánica. Modificado de Tuhkanen (1992).

Figura 4. Isotermas de verano para la Región Magallánica. Modificado de Tuhkanen (1992).

Es importante destacar que debido al ascenso orográfico forzado de las masas de aire

marítimas en la pendiente occidental de cordillera, se producen en las islas altas

precipitaciones del orden de los 4000 mm al año, hasta los 53º S aproximadamente (Fig. 5)

(Servicio Meteorológico Nacional, 1994). Más al sur de esta latitud, al cambiar la cordillera

su rumbo, disminuye su influencia sobre el flujo general. Es por ello que la precipitación

anual disminuye hasta los 2000 mm, aproximadamente, sobre la Isla Santa Inés (54º S) y

1.000 mm/año en la Isla Hoste (Servicio Meteorológico Nacional, 1994).

Debido a un efecto regional de sotavento generado por la disminución en altura de la

cordillera entre las longitudes 69º y 68º 34´ O, las precipitaciones son menores, disminuyendo

16

Áreas de estudio

hasta los 500 mm en el Canal Beagle e Isla Navarino. Sin embargo, el efecto pierde intensidad

y en el extremo oriental de la Isla Grande de Tierra del Fuego las precipitaciones aumentan a

1000 mm/año, alcanzando en Isla de los Estados un registro de precipitación de 1400 mm/año

(Servicio Meteorológico Nacional, 1994).

Figura 5. Precipitación anual (mm) para la región magallánica. Modificado de Tuhkanen

(1992).

2.4. Circulación oceánica en la Región Magallánica

América del Sur está ubicada al norte del denominado “Océano Sur”, un cuerpo

circumpolar de aguas abiertas, de 20º a 30º de latitud, emplazándose entre el Continente

Antártico y los océanos Atlántico, Pacífico e Índico (Hamon y Godfrey, 1978). El Océano Sur

es una de las más extensas y remotas regiones oceánicas del planeta. Sus aguas se distribuyen

desde los 40º y 60º de latitud y viajan predominantemente hacia el este en la “West Wind

Drift” o Corriente Circumpolar Antártica, principalmente controladas por la fuerza de los

vientos del oeste (también llamados “Westerlies”). Alrededor de la costa antártica, en donde

está presente la deriva polar de los vientos del este (“East Wind Drift”), la Corriente

Circumpolar Antártica se mueve desde el este al oeste. La corriente de Humboldt se separa de

la “West Wind Drift” y viaja hacia el Ecuador a lo largo de la costa de Chile, proporcionando

condiciones ambientales subantárticas alrededor de los 48º S a lo largo del Océano Pacífico y

un clima marítimo frío aún en latitudes subtropicales (Heusser, 2003). Por otro lado, se genera

otro brazo de la Corriente Circumpolar Antártica que continúa hacia el oeste con el nombre de

17

Áreas de estudio

Corriente del Cabo de Hornos (Fig. 6), la cual recorre el sur de la Isla Grande de Tierra del

Fuego. Dicha corriente gira hacia el norte, por las islas del Arco de Scotia y se divide en dos

brazos, uno que pasa por ambos lados de las Islas Malvinas dando origen a la Corriente de las

Malvinas y el otro por las Islas Georgias del Sur. Por consiguiente, la Isla de los Estados

queda bajo la influencia del brazo oeste de la Corriente de las Malvinas, portadora de aguas

frías subantárticas.

Según Deacon (1937, 1960, 1963), la Convergencia Antártica o Frente Polar

Oceánico, se encuentra en promedio alrededor de los 50º S, en donde la superficie del agua

desciende rápidamente hacia el polo en casi 2 ºC.

Figura 6. Principales factores que afectan el clima del archipiélago de Tierra del Fuego. Modificado de

Tuhkanen (1992).

2.5. Isla de los Estados

2.5.1 Ubicación geográfica

La Isla de los Estados, nuestra área de estudio concreta, está situada entre los paralelos

54º 38´ y 54° 55´ S y los meridianos 63º 48´ y 64º 46´ O forma parte del Archipiélago

Fueguino, y se ubica al este de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Figs. 1 y 7). De ésta última

se encuentra separada por el Estrecho de Le Maire, el cual tiene unos 30 km de ancho. Esta

isla está comprendida dentro de la Plataforma Continental Argentina, a través de la cual está

unida a las Islas Malvinas. Constituye una porción de tierra estrecha y alargada en sentido

18

Áreas de estudio

este-oeste, y mide unos 75 km de longitud. Su superficie es de unos 520 km2 (García, 1986;

Ponce, 2009). En algunas secciones la isla tiene 16 km de amplitud, mientras que en el sector

más angosto es de sólo unos 500 m. Hacia el sur, esta isla está separada de la Península

Antártica por el Pasaje Drake, de aproximadamente 960 km de ancho. Cabe mencionar que la

Isla de los Estados se encuentra rodeada por una serie de islas de menor tamaño, tanto en la

costa norte como en la sur. El archipiélago de las Islas Año Nuevo está conformado por

cuatro islas, siendo la más importante la Isla Observatorio con una superficie de solamente

400 ha (Niekish y Schiavini, 1998).

Los fiordos que hacia ambos lados de la dorsal montañosa cortan transversalmente la

cadena de cerros, determinan bahías estrechas y de aguas protegidas de los vientos (Ponce

2009). También existen otros accidentes costeros más amplios, abiertos, sin protección de los

vientos y el oleaje, como las bahías Crossley, Flinders, San Antonio y Colnett, entre otras, que

se sitúan en el lado norte de la isla, ubicándose las bahías York y Blossom a lo largo de la

costa sur (Fig. 7). El relieve de la isla es muy accidentado, con pendientes abruptas, serranías

y roquedales (Fig. 8). El Monte Bove es el cerro de mayor altura dentro de la isla con unos

823 m s.n.m. En el sector este de la isla el terreno es menos abrupto que en el sector central.

Los afloramientos rocosos son más redondeados y de menor elevación.

Por otro lado, la costa sur muestra diferencias marcadas con la costa norte. La costa sur

es más abrupta y escarpada, lo cual se debe a la predominancia de los vientos del sur y

suroeste, que generan continua erosión por parte de las olas (Niekisk y Schiavini, 1998).

Caracterizan a la costa sur acantilados y una gran cantidad de fiordos y bahías. Las playas se

componen de guijarros redondeados. Además, las playas compuestas exclusivamente por

arena son raras.

19

Áreas de estudio

Figura 7. Isla de los Estados con sus principales accidentes geográficos. La escala de tonos castaño indica la variación en altura.

Figura 8. Vista panorámica de la Isla de los Estados. Orientación suroeste. La costa sur presenta una costa muy

recortada y se caracteriza por sus acantilados. (Foto: J.F Ponce, 2010).

2.5.2. Clima

El clima en la Isla de los Estados es frío, húmedo y ventoso. Los vientos son fuertes

(alcanza los 24 km/h en el mes de diciembre), lo que provoca una ininterrumpida sucesión de

20

Áreas de estudio

tormentas y temporales. Las precipitaciones, en forma de nieve o lluvia, son frecuentes pero

de intensidad moderada a reducida.

Las frecuentes variaciones diarias en las condiciones meteorológicas generan una

constante situación de inestabilidad, como es habitual en Tierra del Fuego. Como se dijo

anteriormente, se trata de un clima frío, en donde la temperatura media del mes más cálido

(Enero) es inferior a los 10 °C. Siguiendo a García (1986), este clima corresponde a la

clasificación general de Frío Insular Oceánico. Y según la escala climática de Knoche y

Borzacov (1947), se reconocen dos tipos de climas: “Frío moderado”, si se tiene en cuenta el

promedio anual de temperatura; por otro lado, si se tienen en cuenta las temperaturas

máximas y mínimas absolutas, ello corresponde a climas “Templado” y “Frío”

respectivamente.

La principal característica del clima son las numerosas y rápidas variaciones diarias de

las condiciones meteorológicas, creando condiciones de inestabilidad, tal como sucede en

todo el archipiélago fueguino. Pero en la isla esta inestabilidad es aún más marcada, ya que

resulta afectada por todos los centros de baja presión (Kuhneman, 1976).

2.5.2.1. Temperatura

En la Isla de los Estados la diferenciación estacional es mayor que en la Isla Grande de

Tierra del Fuego. En verano, la temperatura media es de 8,3 ºC, y la de invierno es 3,3 ºC; las

medias extremas están comprendidas entre 7,4 y -4,0 ºC. Si bien este promedio es menor que

en la Isla Grande de Tierra del Fuego, las mínimas absolutas son más moderadas debido a la

influencia oceánica.

El Derrotero Argentino (1962) registra valores de temperatura para la “Estación Año

Nuevo” que marcan una máxima media de 11 ºC para el verano (diciembre, enero, febrero) y

una mínima media de 1 ºC para los meses de junio, julio, agosto y septiembre. Las máximas

extremas son de 16,0 a 18,0 ºC en verano y -6,0 a -8,0 ºC en invierno.

Según el informe inédito del Servicio Metereológico Nacional (1982-1986), la Isla de

los Estados presenta una frecuencia promedio de 30 días con heladas al año.

Las temperaturas del aire son bajas, pero sin mínimas extremas y con poca variación

durante la noche y aún estacional. De Fina (1972) divide a la región en “distritos

agroclimáticos”. Para estos distritos se anotan los siguientes datos: temperaturas media del

mes más caluroso (enero) 6,0-8,0 ºC para San Juan de Salvamento y las mismas temperaturas

para las islas de Año Nuevo; en el mes más frío (julio) se registraron unos 2,0 a 4,0 ºC en San

Juan de Salvamento y 0 a –2 ºC en Año Nuevo (Khüneman, 1976).

21

Áreas de estudio

2.5.2.2 Precipitación

La Isla de los Estados presenta abundantes y frecuentes precipitaciones. En la estación

meteorológica de San Juan de Salvamento los valores de las precipitaciones máximas oscilan

entre los 200-350 mm, mientras que para las Islas de Año Nuevo los valores van de 100 a 200

mm (De Fina, 1972) en los meses de verano. En invierno los valores son de 350 a 500 mm

para San Juan de Salvamento y de 100 a 200 mm en Año Nuevo (Khüneman, 1976).

Dudley y Crow (1983) indican que la media anual en número de días con

precipitaciones es de 251,5 días con un promedio total de 1447 mm/año. Las precipitaciones

más importantes ocurren durante los meses de invierno. El mes más húmedo es junio y el más

seco es octubre.

Las precipitaciones nivales ocurren en mayor número durante los meses de invierno,

con una media de 33 días (Dudley y Crow, 1983). Otoño y primavera también pueden

presentar nevadas pero en menor proporción.

2.5.2.3. Vientos

Los vientos son fuertes y constantes, predominan los del noroeste y suroeste

(Kühnemann, 1976) y están fuertemente cargados de humedad. La mayor intensidad de los

vientos se alcanza en invierno con un promedio de 37 km/h para el mes de agosto y de 24

km/h en diciembre (Dubley y Crow, 1983).

2.5.2.4. Tormentas eléctricas

Las tormentas eléctricas son un fenómeno poco común en todo el archipiélago de

Tierra del Fuego y en las islas del Atlántico Sur. De acuerdo a las estaciones del Servicio

Meteorológico Nacional se registraron menos de 10 días con tormentas eléctricas en un

período de 10 años, con excepción de la Isla de los Estados e Islotes Evangelistas que

registraron 15 a 20 días cada 10 años respectivamente (Servicio Meteorológico Nacional,

inédito, período 1982-1986).

2.5.3. Geología

Hasta el momento son muy pocos los estudios geológicos realizados en Isla de los

Estados. El primer trabajo lo realizó Harrington (1943), quien pudo distinguir las dos

unidades litoestratigráficas más importantes que afloran en la isla. A la más antigua la

denominó “Serie Porfírica” y a la más actual la llamó “Serie Pizarreña”, siendo ambas

22

Áreas de estudio

consideradas como de edad Jurásico. Años más tarde, Caminos y Nullo (1979) presentan una

estratigrafía completa de la isla (Tabla 1).

Era Período Unidades geológicas Litología Procesos

Geológicos Espesor

Terciario ¿? Sedimentos Aluviales Areniscas y conglomerados

Sedimentación aluvial 3 m

Lutitas, limolitas, pizarras, grauvacas finas, lutitas carbonáticas

Sedimentación marina 300 m

Formación Lemaire

Tobas y lavas de composición ácida, tufitas, areniscas, tobáceas, limos, arcilitas, lutitas y conglomerados

Vulcanismo ácido 10.000 m

Cretácico Inferior Formación Beauvoir

Jurásico Superior

Mesozoico

Limos, arcillas, arenas, gravas, etc.

Sedimentación fluvio-palistre ¿?

Till (arenas, brechas, conglomerados, etc.)

Erosión y sedimentación

glacial13-20 m

Depósitos glacifluviales

Sedimentos Glaciarios

CuaternarioCenozoico

Tabla 1. Cuadro estratigráfico de Isla de los Estados, modificado de Caminos y Nullo (1979).

(Ponce, 2009). 2.5.3.1. Estratigrafía de la roca de base

La unidad geológica más antigua es la Formación Lemaire, la cual es un complejo

estratificado volcánico formado por tobas y lavas ácidas intercaladas con tufitas, areniscas

tobáceas, limo-arcilitas, lutitas negras y conglomerados finos (Caminos y Nullo, 1979).

Dalziel et al. (1974a) distinguen para esta formación tres tipos de unidades líticas: 1-

tobas y brechas volcánicas no estratificadas; 2-rocas sedimentarias tobáceas y tobas bien

estratificadas intercaladas con lavas; 3-rocas de litología sedimentaria subácuea con

abundantes componentes piroclásticos. El cordón montañoso de la isla y las costas del flanco

sur están constituidas por los afloramientos de esta formación (Caminos y Nullo, 1979).

La otra unidad geológica es la Formación Beauvoir la cual esta constituida por

limolitas, lutitas, grauvacas, areniscas, limolitas calcáreas, calizas micríticas y lutitas negro

azuladas carbonosas y piritíferas (Ponce, 2009). La Formación Lemaire manifiesta un

contacto superior con la suprayacente Formación Beauvoir. Este contacto es transicional y

solamente aflora en el sector suroeste de Bahía Flinders (Dalziel et al., 1974a). También se

puede observar estas unidades en el sector noroeste de la Isla de los Estados, en las islas de

Año Nuevo y en la costa de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Dalziel et al. 1974a).

A la Formación Lemaire, Caminos y Nullo (1979) le atribuyen una edad del Jurásico

Medio a Superior, lo cual permite la correlación con el complejo volcánico de la Cordillera

23

Áreas de estudio

Patagónica-Fueguina. A la Formación Beauvoir se le asigna, en cambio, una edad jurásica

superior (Harrington, 1943).

Durante la campaña Sueco-Argentina a Isla de los Estados (Pianzola, 2006; Bjöck et

al., 2007), se halló un depósito de rocas desconocido hasta el momento en Bahía Crossley

(54º 48´16´´S y 64º 41´03,8´´ O) en la porción noroeste de la Isla de los Estados. El depósito

se dispone en forma horizontal a subhorizontal sobre los estratos plegados de la Formación

Beauvoir (Jurásico Superior-Cretácico Inferior) por medio de una discordancia angular

(Ponce, 2009; Ponce y Martinez, 2007).

Se reconocen dos niveles bien diferenciables, uno de conglomerados, más inferior y

otro de areniscas. El contacto por medio de una discordancia angular con la Formación

Beauvoir, la cual junto a la Formación Lemaire fueron deformadas y luego plegadas durante

el Cretácico Medio (Caminos y Nullo, 1979) permite establecer una edad máxima para el

depósito posterior a este evento tectónico (Cretácico superior) (Ponce, 2009). Se puede

agregar que la superficie de estas rocas presenta una morfología que refleja la erosión glacial

producida con anterioridad o durante el último máximo glacial, facilitando así una edad

mínima no inferior a 15.000 años. Se han observado asimismo afloramientos de rocas

sedimentarias en Isla Observatorio, en el grupo de Islas de Año Nuevo, con alto grado de

consolidación similar al de las rocas sedimentarias de Bahía Crossley (Ponce, 2009). Las

rocas de este lugar presentan una selectividad mayor, lo cual sustentaría la idea de un origen

fluvial de ambiente pedemontano, probablemente de edad pre-Cuaternario.

2.5.3.2. Cuaternario

Por otro lado, los depósitos del Cenozoico Tardío están conformados por

acumulaciones de till de edad pleistocena y por limos, arcillas, arenas y gravas holocenas. Los

depósitos de till cubren el piso de las artesas glaciarias del área montañosa de la isla; al pie de

la escarpa septentrional alcanza espesores de 15 a 20 m (Ponce, 2009). Se puede encontrar

este tipo de depósitos en gran parte de los cabos San Antonio y Colnett y las islas Año Nuevo

(Möller et al., 2010).

En la porción más oriental de Bahía Colnett (54º 44´ 10,2´´ S; 64º 17´46,0´´ O) se

observa una concentración de bloques erráticos, con valores máximos de hasta 5 m de

diámetro (Ponce, 2009). El Lago Lovisato (54º 44´43´´ S; 64º 19´09´´ O) es cerrado hacia el

norte por una morena frontal que desciende en forma casi perpendicular desde una morena

lateral principal (Ponce, 2009) (Fig. 9).

24

Áreas de estudio

En Puerto Cook una morena lateral se desarrolla en el sector E del fiordo a unos 250

m s.n.m., conformando el istmo que separa este puerto de Puerto Vancouver (Ponce, 2009).

También en Puerto San Juan de Salvamento, sobre la costa O del fiordo, están presentes

depósitos de till de 10 m de espesor, conformado por grandes bloques subangulosos y matriz

limo-arcillosa color gris azulada (Ponce, 2009).

Existen depósitos eólicos conformando dunas longitudinales en cercanías a las costas

de Bahía Crossley (Ponce, 2009). Cabe destacar que este tipo de geoformas fue observado

también en Caleta Lacroix, Bahía Franklin (Ponce et al., 2005) con características muy

semejantes.

Figura 9: Vista del Lago Lovisato delimintado por un sistema de morenas laterales y frontales (Foto: J.F. Ponce,

2010).

2.5.3.3. Estructura geológica del sustrato

Por último, resta mencionar que la estructura principal de la isla es el plegamiento de

ambas formaciones jurásicas (Fomaciones Lemaire y Beauvoir) en un gran sinclinal, cuyo eje

describe una gran S de rumbo general este-oeste (Caminos y Nullo, 1979). El rumbo de la

cadena montañosa central y el alargamiento mismo de la isla son paralelos al rumbo de la

estructura plegada (Caminos y Nullo, 1979). La edad del plegamiento es asignada a la parte

media del Cretácico (entre el Albiano superior y Coniaciano) (Caminos y Nullo, 1979).

25

Áreas de estudio

Caminos y Nullo (1979) consideran a la Bahía Franklin como una depresión tectónica

limitada al norte y al sur por fallas longitudinales, atendiendo también a sus grandes

dimensiones.

2.5.3.4. Geomorfología glacial en Isla de los Estados

Como vimos en los apartados anteriores, los trabajos de Caminos y Nullo (1979) y

García (1986) son los únicos que describen los principales rasgos geomorfológicos de la isla.

Los rasgos geomorfológicos más notables son por un lado, su carácter montañoso en la zona

centro oriental, y por otro, una morfología más plana en el sector occidental.

En el sector centro oriental presenta una gran variedad de geoformas producto de la

acción glacial. El paisaje es glacial de tipo alpino. Caminos y Nullo (1979) describen un gran

número de circos y artesas para este sector, sumadas a las crestas dentadas, agujas, aristas y

pináculos.

Ponce (2009) realizó un análisis exhaustivo de los rasgos dejados por la actividad

glacial en la isla. Ljung y Ponce (2006) detectaron estructuras de origen periglacial que

aparecen en los ambientes montañosos fríos, los cuales fueron producidos por repetidos ciclos

de congelamiento-descongelamiento, bajo condiciones de tundra alpina. También se

identificaron circos registrando su posición, superficie, dimensiones, altura del piso de las

cuencas, etc. La altura promedio de todos los circos registrados fue de 272 m s.n.m. ubicando

a la antigua línea de nieves permanentes durante el Pleistoceno tardío a una altura cercana a

este valor promedio (Ponce, 2009), muy inferior a la hipotética línea de nieves permanentes

de la actualidad. Esto sugiere que la disminución de la temperatura media anual en Isla de los

Estados durante el UMG habría sido de unos 8-10 ºC por lo menos.

2.5.3.4.1. Artesas

La principales geoformas dejadas por la erosión glaciaria son las artesas, las cuales

están caracterizadas por paredes escarpadas, trazado rectilíneo y por su sección transversal en

forma de “U” (Ponce, 2009). Estas formas son las más abundantes y más distintivas del

paisaje de la Isla de los Estados. El 42 % de la superficie de la isla está representado por ellas.

Ponce relevó 48 artesas de las cuales 18 forman fiordos con una prolongación hacia el mar.

2.5.3.4.2. Fiordos

El término noruego “fjord” está globalmente aceptado para describir un brazo de mar

de cierta extensión de disposición rectilínea, con paredes rocosas empinadas y grandes

26

Áreas de estudio

profundidades (Fairbridge, 1986). Se trata de artesas glaciales que fueron inundadas por el

mar luego del ascenso glacioeustático postglacial, las cuales aparecen abiertas al mar por su

extremo topográficamente menos elevado, donde se encuentra un umbral rocoso sumergido,

mientras que hacia su extremo interior se desarrolla una pared rocosa muy abrupta, casi

vertical.

El término sueco “fjärd” hace referencia a entradas costeras asociadas con

glaciaciones en tierras bajas. Éstos se diferencian de los fiordos en que presentan formas

irregulares y carecen de un relieve elevado y perfiles transversales en forma de “U”

(Fairbridge, 1986). En Isla de los Estados el número total de fiordos es de 18 (Ponce et al.,

2009) (Fig. 10).

Tanto Bahía Crossley como Caleta Lacroix presentan características morfológicas de

fjärd. Se trata de entradas marinas someras; Bahía Crossley presenta una profundidad máxima

de 20 m y Caleta Lacroix de 50 m. El relieve en donde se desarrollan es relativamente bajo

(Ponce 2009). En la primera de estas bahías se encuentran importantes sitios arqueológicos en

estratigrafía y con un fechado que se sitúa dentro del Holoceno tardío. También existen

algunos sitios de superficie con materiales líticos y huesos (Horwitz, 1990).

Figura 10. Fiordo Bahía Blossom (Foto: J.F. Ponce, 2005)

2.5.4. Hidrografía

Los cursos de agua dulce de carácter permanente son comunes en el interior de la isla.

Estos cursos son de escasa longitud en el área montañosa central y oriental. Las características

27

Áreas de estudio

más importantes es que son arroyos cortos y torrentosos, que desembocan al mar por las

laderas abruptas de los fiordos o por el fondo escalonado de los valles glaciarios. Los ríos

tienen un carácter permanente a causa de las abundantes precipitaciones y el alto contenido de

agua por parte del suelo. Los suelos son impermeables o bien saturados lo que genera una red

hidrográfica de alta densidad. Sottini (1989) identificó 80 cuencas hidrográficas a partir de un

relevamiento de fotografías aéreas sin control de campo.

Alrededor de cien pequeños lagos de agua dulce se encuentran en el interior de la isla

en el área de montaña; miden de uno a cuatro kilómetros cuadrados de superficie y se

disponen en forma escalonada. El mayor cuerpo de agua es el lago Lovisato (3 km de

longitud), que ocupa el tramo inferior de una antigua artesa cuya salida al mar ha sido

bloqueado por una barrera de depósitos morénicos.

Cerca de Bahía Colnett hay cuerpos lénticos en las laderas este de la Bahía Cook. Son

lagos con aguas de deshielo, transparentes, oligotróficos, con temperaturas bajas, de 5 a 6 ºC

en noviembre. Estos cuerpos de agua se encuentran escalonados en el faldeo a 200-250 m

s.n.m. e incluidos en un ecosistema boscoso muy tupido de Nothofagus antarctica (ñire). Las

laderas de los cordones montañosos llegan a ser casi perpendiculares, formando barrancos de

gran altura que se hunden en el mar, observándose también grandes profundidades cerca de la

costa (20 a 30 m de agua según el derrotero del Servicio de Hidrografía Naval; 1962).

En la isla se identificaron alrededor de 130 pequeños lagos de agua dulce que se

ubican en el interior de valles glaciarios a diferentes alturas. También son comunes los lagos

en rosario.

2.5.5. Vegetación

“La vegetación sorprende por su belleza, disimulando con su perpetuo verdor, el

aspecto áspero y desigual de la Isla” (descripción desde el Derrotero Argentino, 1962).

Cornea Luna (1964) es el único que cita expresamente la vegetación de Isla de los

Estados, donde predomina el bosque de coihue (Nothofagus betuloides) más afecto a la

humedad y menos sensible al frío. Dimitri (1972) sin citar a la isla, la incluye en su Región de

los bosques andinos patagónicos”, lo mismo que a las islas de Año Nuevo, Lennox y Picton.

Goodall (1975) presenta en su obra un mapa de las zonas de vegetación del

archipiélago fueguino donde observamos que la isla está involucrada en el “Bosque

siempreverde de Nothofagus betuloides, Drymis, Maytenus y pantanos duros”.

28

Áreas de estudio

Las laderas están cubiertas por árboles grandes cuando la pendiente lo permite.

Florísticamente, existe una dominancia de líquenes, briófitas (en especial hepáticas) y hongos,

aunque son numerosas todavía las especies de plantas vasculares.

Según Cabrera (1977), la Isla de los Estados corresponde al Dominio Subantártico,

caracterizado por la presencia de una exuberante vegetación. Sin embargo, Niekisch y

Schiavini (1998) consideran que los bosques corresponden al Distrito Magallánico de la

Provincia Fitogeográfica Patagónica, en donde la particularidad se manifiesta en que es el

único sitio del país en donde las formaciones boscosas se desarrollan a partir del mar.

La influencia del viento en el desarrollo de los árboles es muy notable; esto se puede

ver en sus troncos que se presentan retorcidos y nudosos. Y además, en sus copas se puede

distinguir la dirección de los vientos dominantes.

Dubley y Crow (1983) han reconocido siete formaciones o asociaciones de vegetación

en la Isla de los Estados:

1-Formación del Bosque siempre verde

Esta denominación se basa en la dominancia de “guindo o coihue” (Nothofagus

betuloides), “lenga o koyan” (Nothofagus pumilio) y “ñire” (Nothofagus antarctica), siendo

sin duda la comunidad de mayor importancia (en la isla). El límite altitudinal del bosque

corresponde a los 450-500 m s.n.m; sin embargo, en la Isla Grande el límite es de 500-600 m

s.n.m. Esta diferencia de altitud tiene significado climático, asociado a las menores

temperaturas y el efecto de los fuertes vientos procedentes del Pasaje Drake. A lo que aquí se

ha citado se puede agregar, de la familia Winteraceae, “canelo” (Drymis winteri). Esta especie

es frecuente en todo el archipiélago, lo mismo que en la isla, pero nunca alcanza el tamaño de

fuste ni la densidad geográfica de las distintas especies de Nothofagus. Lo mismo ocurre con

o “notro” (Embrothrium coccineum).

2-Formación del Monte

Asociación de Nothofagus antarctica: La zona esta restringida a un cinturón de

vegetación de matorrales pequeños, retorcidos y contorsionados en los niveles más altos de

las montañas por encima del Bosque Perennifolio, y justo debajo de la zona de tundra alpina.

La vegetación de Nothofagus antarctica es achaparrada, densa, encorvada, plana hacia la

parte superior o límite superior del bosque, lo que se denomina “krummholz”, y alcanza una

altura de 1 a 1,5 metros y es casi impenetrable. Especímenes de “michai” (Berberis ilicifolia)

pueden ser encontrados en la base de los tallos de Nothofagus sp. Unos pocos grupos de

29

Áreas de estudio

“junco de Magallanes” (Marsippospermum grandiflorum) pueden estar presentes

especialmente en bolsones turbosos húmedos.

3. Formación de la Tundra Magallánica

Las comunidades vegetales de esta asociación son más difíciles de definir ya que se

encuentran muchas subunidades interdigitadas y superpuestas, las cuales pueden cubrir un

área bastante pequeña como también bastante extensa formando tapices, como lo es el caso de

Astelia pumilla. Existen tres asociaciones del Páramo Magallánico que se denominan de

Empetrum rubrum, de Caltha y de Astelia pumilla, respectivamente.

4. Formación de las praderas

La asociación de Marsippospermum grandiflorum se extiende por los valles y sitios

donde el denso crecimiento del junco da la apariencia de una pradera de pastos.

Las praderas están exclusivamente compuestas por Marsippospermum sp. o por algunos

ejemplares de “mata negra” (Chiliotrichum diffusum), Pernettya mucronata y “michai”

(Berberis ilicifolia). También son frecuentes Nothofagus betuloides y Drymis winteri que

adquieren un desarrollo matorral arbustivo achaparrado. En los lugares abiertos y húmedos se

presentan la llamada “frutilla del diablo” (Gunnera magellanica), Ranunculus biternatus y

Senecio acanthifolius. Básicamente, es una formación de baja altura, la cual puede extenderse

hasta adentro de la zona sub-alpina y cumbres de los cerros especialmente en los terrenos

pantanosos abiertos, húmedos y protegidos.

5. Formación de Tundra Alpina

Los sitios alpinos se encuentran a una altura de unos 450 m de elevación, quedando

los límites inferiores modificados por los factores edáficos y de exposición. La vegetación es

escasa y dispersa por encima de la línea de árboles. La vegetación característica consiste de

plantas caepitosas o rastreras. Nothofagus antarctica y la “murtilla” (Empetrum rubrum) se

encuentran principalmente en esta formación, aunque con un desarrollo achaparrado. También

se observan cojines, matas, plantas rastreras y pequeños helechos.

6. Formación Litoral

Esta formación se desarrolla a lo largo de la costa pedregosa, en pequeñas turberas y

en suelos sobre la línea de marea alta y en las grietas de rocas presentes en la zona

intermareal. Por encima de la línea de costa rocosa se encuentran: Cotula scariosa,

30

Áreas de estudio

Ranunculus biternatus, Gunnera magellanica, Apium australe, Cardimine glacialis,

Hierochloë redolens, Senecio eightsii y S. websteri, y Armeria marítima, la cual forma cojines

o matas, siendo éstas muy selectivas en la elección de su hábitat y apareciendo en forma

esporádica, en acantilados protegidos y con humedad constante. Las briófitas también son

comunes en estas zonas.

En las porciones desprotegidas de las bahías y en la línea de bosque, se presenta una

estrecha y densa área de arbustos dominada por “siete camisas” (Escallonia serrata),

acompañada por Hebe ellíptica, calafate (Berberis buxifolia) y Ribes magellanica.

Las plantas supralitorales en las poco frecuentes playas de arenas son: Senecio

cadidans, Clatha sagitata, Acaena magellanica, Apium australe, Hierochloë redolens, Juncus

sheuchzerioides, Cardamine glacialis y ocasionalmente, Poa flabellata.

7. Formación Marítima de Coirones

Dentro de esta formación se observan dos asociaciones: la de Poa flabellata y la de

Nothofagus betuloides-Marsippospermum grandiflorum. La primera asociación se caracteriza

por coirones que llegan a una altura de 2-3 m y que poseen una base en forma de montículo,

de aspecto fibroso de 1-1,15 m de altura, terminando en una densa copa de hojas de unos 3 m

de diámetro. También agrupaciones de maleza como Pernettya mucronata, Drimys winteri y

Chiliotrichum diffusum se esparcen dentro de ésta. En la segunda asociación, el componente

más importante es el Nothofagus betuloides, que presenta hábitos arbustivos y forma

matorrales casi impenetrables. Plantas con poco desarrollo en altura como Chiliotrichum

diffussum, Pernettya mucronata, Berberis ilicifolia y Drimys winteri se observan

ocasionalmente. El helecho Hymenophyllum tortuosum puede ser encontrado creciendo junto

a los arbustos. El mayor desarrollo de esta asociación se encuentra sobre las pendientes de las

colinas bajas y redondeadas de la Bahía Crossley en el extremo noroeste de la isla (Ponce,

2009).

De acuerdo con los estudios polínicos actuales de Ponce (2009), las unidades de

vegetación que se reconocieron fueron las siguientes:

-Bosque cerrado de Nothofagus: esta unidad está básicamente compuesta por

Nothofagus tipo dombeyi y Drymis winteri. Entre los arbustos y hierbas, Gummera aparece

con menos del 5%. La concentración de polen arbóreo registra los mayores valores dentro de

la unidad y en todas las unidades de vegetación estudiadas por Ponce (2009). Los arbustos y

las hierbas también registran los valores de concentración más elevados de todas las unidades

(Ponce, 2009).

31

Áreas de estudio

-Bosque abierto de Nothofagus: esta comunidad está caracterizada por una mayor

diversidad de taxa. Nothofagus tipo dombeyi registra valores menores, y entre los arbustos y

hierbas aparecen Empetrum/tipo Ericaceae, Atelia pumila, Myrteola nummlaria, Ateroideae.

El polen arbóreo presenta la mayor concentración dentro de la unidad (Ponce 2009).

-Tundra magallánica: en este grupo el espectro polínico está representado en general

por Nothofagus tipo dombeyi, apareciendo también Astelia pumila, Poaceae, Gummera,

Asteroideae, Empetrum/tipo Ericaceae, Myrteola nummularia y Misodendrum. La muestra de

Laguna Cascada se ubica dentro de este tipo de vegetación.

Cabe destacar las distintas turberas dominadas por Astelia pumila, tales como la

turbera de tipo graminoso y la turbera de Astelia pumila, Empetrum y Marsippospermum

grandiflorum (asociación mixta).

-Tundra Andina: esta unidad caracterizada por Nothofagus tipo dombeyi. Las formas

arbóreas están acompañadas por Apiaceae, Poaceae, Empetrum/tipo Ericaceae y

Misodendrum.

2.5.5.1. Turberas

Debido a que en la isla la presencia de turbales es muy importante y ocupa una gran

parte de la superficie, es dable dar una descripción de las mismas y de los tipos más comunes

que se pueden encontrar (Blanco y de la Balze, 2004). Además, los testigos a estudiar en esta

tesis provienen de dos turberas, del tipo dominadas por Astelia (Fig. 11. A y B).

Las turberas son pantanos ácidos de agua color caramelo, con Sphagnum como forma

dominante, en mayor o menor grado de la sucesión vegetal, dentro de un clímax casi siempre

boscoso. Roivainen (1954) distingue para Tierra del Fuego, sin mencionar a la Isla de los

Estados, 21 tipos de distintas turberas. Éstas pueden ser, según dicho autor, turberas de

gramíneas, ciperáceas o de Sphagnum. Este autor indica una turbera de Polytrichum alpestre,

con Cladonia, Pernettya, etc., lo cual estaría dentro del tipo de vegetación conocida como

tundra.

Las turberas son típicas de regiones caracterizadas por alta humedad atmosférica,

temperatura baja del suelo, evaporación reducida y con espejo de agua de distinta amplitud,

de acuerdo a las etapas sucesivas del momento. Constituyen biotopos lénticos, casi siempre

circulares o lóticos, presentado entonces meandros tallados en la vegetación.

En la Isla de los Estados existen tres tipos de turberas (Tabla 2). Éstas son:

32

Áreas de estudio

• Turberas tipo graminoso, con ciperáceas, juncáceas y otras especies aisladas

como Astelia pumila, Drosera uniflora, murtilla, líquenes y helechos (Niekisch

y Schiavini, 1998).

• Turberas dominadas por Astelia pumila, con Caltha appendiculata, C.

dioneifolia; y Marsippospermum grandiflorum y Empetrum rubrum como

elementos secundarios. Este tipo de turbal se observa en la parte este de la Isla

Grande de Tierra del Fuego (Correa, 1998).

• Turberas dominadas por Sphagnum, (musgo) en donde esta planta forma

montículos, acompañados por ciperáceas, juncáceas y droseráceas (Drosera

uniflora). Presenta características similares a los depósitos de turba que

predominan en la Isla Grande de Tierra del Fuego (Kühneman, 1976).

Tipo de Turberas Comunidades vegetales

Tipo GraminosoPoáceas, Ciperáceas, Juncagináceas,

Astelia pumila , Drosera uniflora , líquenes y helechos

Dominadas por Astelia pumila

Astelia pumila , Caltha appendiculata , C. dioneifolia ,

Marsippospermum grandiflorum y Empetrum rubrum

Dominadas por SphagnumShagnum magellanicum , Empetrum rubrum , Ciperáceas, Juncagináceas

y Droceráceas

Tabla 2. Tipos de turberas en Isla de los Estados. Modificado de Ponce (2009).

33

Áreas de estudio

Figura 11: Turberas de Astelia. A. Lugar de muestreo en Laguna Cascada. B. Turbera ubicada entre el

lago Lovisto y Lago Galvarne. (Foto: J.F. Ponce, 2005).

2.5.6. Fauna

La fauna de la Isla de los Estados disminuye cuali y cuantitativamente aumentando las

especies que dependen del mar para su vida. La avifauna costera es muy abundante en la isla.

Existen grandes colonias de “pingüino de penacho amarillo” (Eudyptes chrysochome

chrysochome) y de “pingüino de Magallanes” (Spheniscus magallanicus). Y dentro de las

aves voladoras que forman colonias se destacan el “petrel gigante del sur” (Macronectes

giganteus) y el “cormorán de cuello negro” (Phalacrocorax magallanicus). Otras especies de

34

Áreas de estudio

distribución costera presentes son el “carancho austral” (Phalcoboenus australis), “la

remolinera antártica” (Cinclodes antarticus) y el “cauquén costero” (Chloephaga hybrida).

También existen loberías de “lobo marino de dos pelos” (Arctocephalus australis) y

“lobo marino de un pelo” (Otaria flavescens). Esta especie sufrió una importante presión

extractiva en el pasado.

Existen dos especies de nutrias que conviven en la isla, el “huillín” (Lutra provocax) y

el “chungungo” (Lutra felina) (Schiavini, 1992).

Los bosques alojan una especie de roedor endémica, el ratón de los guindales

(Massoia y Chebez, 1993).

En la Isla de los Estados fueron introducidas diversas especies de mamíferos exóticos

como la cabra doméstica, el ciervo colorado, la rata negra, la rata parda, el conejo europeo, la

vaca y el perro doméstico.

2.6. Meseta central de Santa Cruz

La presente tesis se enmarca también dentro de una macro área que tiene 140 km de

extensión en sentido oeste-este; y 80 km en sentido norte-sur. Se localiza entre los 47º 30´53´´

y 48º 06´43´´ S y 67º 36´59´´ y 69º 10´02´´ O en la Provincia de Santa Cruz, en la Patagonia

Extra-Andina. Esta área está ubicada en la Meseta Central de Santa Cruz, y este trabajo de

tesis se enmarca en el proyecto multidisciplinario dirigido por la Dra. Laura Miotti

(CONICET y FCNyM-UNLP), el cual desde 1988 y en forma continuada, desarrolla

investigaciones arqueológicas sistemáticas en dicha área.

En particular para esta tesis, se tomaron muestras, de dos sitios arqueológicos y de sus

alrededores, AEP-1 en la Localidad Piedra Museo y Cueva Maripe en la Localidad La

Primavera (Fig. 12).

35

Áreas de estudio

Figura 12: Sector NE de la Provincia de Santa Cruz con la ubicación de las principales localidades arqueológicas en investigación. 1-Los Toldos; 2-Aguada del Cuero; 3-Cueva Tito del Valle; 4-Cueva

Maripe; 5-Piedra Museo. Imagen obtenida a partir de los modelos de elevación digital del terreno de la Shuttle Radar Topography Mission (SRTM), W100S10.BATHYMETRY.SRTM y

W060S10.BATHYMETRY.SRTM y analizados con el programa GLOBAL MAPPER 10

2.6.1. Geología regional y geomorfología

El área de estudio se ubica dentro de lo que se denomina Macizo o Nesocratón del

Deseado. Esta provincia geológica se extiende desde el río Deseado al norte hasta el río Chico

al sur y cubre desde la costa Atlántica al este hasta la Dorsal del río Mayo al noroeste (De

Giusto et al., 1980:1418; Miotti, 1989). Se ha señalado a esta superficie como un área de

comportamiento positivo y rígido y de gran estabilidad tectónica. Sin embargo, en la

actualidad se ha interpretado que luego de la cratonización del basamento pre-pérmico la

región estuvo sometida a fuerte subsidencia, donde se desarrollan dos episodios de rifting de

gran magnitud que comenzaron a fines del Paleozoico y se acentuaron en el Jurásico. Debido

a esto, se propuso reemplazar los términos “Macizo” y “Nesocratón” por el de “comarca” o

“región del Deseado” (Sruoga et al., 2008).

La evolución y estructura de la región son el producto de ciclos diastróficos de distintas

intensidades ocurridos a lo largo del Fanerozoico y están vinculados a la orogenia Andina,

acompañados por el desarrollo de la dorsal meso-atlántica (desmembramiento de Gondwana)

36

Áreas de estudio

(Panza, 2001). La presencia de un zócalo o basamento rígido en la base de la secuencia

geológica sirvió de asiento a una pila sedimentaria que comenzó a depositarse durante el

Pérmico y el Triásico, correspondiente con un ambiente de llanuras aluviales y lagunas de

poca profundidad (De Giusto et al., 1980). Los movimientos tectónicos producidos

interrumpieron el proceso sedimentario y determinaron la formación de una discordancia

erosiva entre los depósitos de ambos períodos. Durante el Jurásico se dieron importantes

manifestaciones de vulcanismo interrumpidas por períodos de erosión y aportes de

sedimentos de las zonas aledañas. Posteriormente, entre el Jurásico y el Cretácico, ocurren

nuevas fases tectónicas. Durante el Cretácico superior y también, a lo largo del Paleógeno y

Neógeno se produjeron efusiones volcánicas. Finalmente, durante el Pleistoceno hubo varios

movimientos epirogénicos ascensionales que dieron como resultado períodos de erosión y

posterior agradación, con acumulación de depósitos de terrazas fluviales, depósitos de

antiguas playas y cordones litorales lacustres (De Giusto et al., 1980). En el Holoceno

ocurrieron procesos de erosión fluvial y eólica y de remoción en masa que originaron

depósitos de planicies y conos aluviales en los cauces actuales (Panza, 2001).

En el área de estudio se reconocen dos tipos de paisajes diferentes. Uno de tipo

mesetiforme que predomina en los sectores occidental y central, y otro en el sector este, en

donde el relieve es irregular y está formado por picos aislados y cerros alternados con zonas

bajas (Panza, 2001). Dicho paisaje es el resultado de varios eventos de origen fluvial y

volcánico, y además ha sido erosionado por procesos eólicos (De Giusto et al., 1980; Panza,

2001).

El área presenta una compleja historia geológica, pero dentro de ésta se destaca un

episodio piroclástico-lávico que cubrió una gran superficie con sus depósitos. Este episodio

fue el responsable de la acumulación del denominado Grupo Bahía Laura (“Serie Porfírica”) y

corresponde al período Jurásico medio-superior. Este grupo está compuesto por las Formación

Chön Aike, constituida por ignimbritas riolíticas que forman mantos compactos y espesos,

generando grandes paredones y crestas muy abruptas (Panza, 2001) y la Formación La

Matilde (De Giusto et al., 1980; Panza, 2001). Esta última se caracteriza por la inclusión de

restos fósiles troncos, tallos y estróbilos de araucarias que se encuentran especialmente en la

zona del Monumento Nacional Bosques Petrificados (MNBP) y en los cerros bajos que

rodean el bajo de Piedra Museo (De Giusto et al., 1980; Panza, 2001), en Los Toldos, en

Aguada del Cuero, en Sierras Blancas, en La Primavera y en los Navarros (L. Miotti

comunicación personal). Es importante destacar que estos restos fósiles fueron utilizados

como canteras para la obtención de materias primas líticas por los cazadores-recolectores en

37

Áreas de estudio

el pasado (Miotti 1989(1998); 1991; 1995; 1993-6; 2001; Miotti y Cattáneo 1997; Hermo y

Vázquez, 1999; Cattáneo, 2002).

La Formación Chon Aike constituye grandes afloramientos en la región; uno de ellos

está ubicado en el sector sudoccidental del área de estudio, donde se encuentran las

localidades arqueológicas La Primavera, las Mercedes y Sierra Blanca. Otro de estos grandes

afloramientos se encuentra en el sector noroccidental del área donde se ubica la localidad de

Los Toldos. Para ambos sectores, el paisaje que se observa es de mesetas entrecortadas por

cañadones, constituido por afloramientos de ignimbritas asociadas con tobas, tufitas, y

aglomerados volcánicos ácidos. Para el sector sudoccidental los mantos de ignimbritas

conforman altos paredones de notable disyunción columnar (Panza, 2001) (Fig. 13). Debido a

la meteorización y a la acción del viento, estas estructuras son permeables a que se generen

grandes cavidades, los cuales fueron utilizados tanto en tiempos prehispánicos como

posthispánicos por humanos (Miotti 1989; 2008 y 2010). Cueva Maripe es un ejemplo de

estos especiales abrigos, considerado como “cueva externa” (ver detalle de génesis en Miotti,

2010) y se abre en este tipo de formación.

La otra localidad muestreada para esta tesis se emplaza en la Formación El Museo

(Panza 2001), es una arenisca coquinoide de origen marino, en donde se abren una serie de

abrigos de los cuales la Cueva Grande y el Alero El Puesto 1 (AEP-1) han sido estudiados por

Miotti (1ra publicación 1991 hasta la actualidad). Algunas de las cuevas y aleros presentan

pinturas y grabados rupestres (de Aparicio, 1933; Miotti, 1991; Miotti et al., 1999; 2007;

Carden, 2008).

La Formación El Museo queda restringida a la localidad arqueológica Piedra Museo,

la cual está ubicada en un extenso bajo. Este afloramiento está constituido principalmente por

sedimentitas marinas integradas por areniscas coquinoides.

38

Áreas de estudio

Figura 13: Paredón de ignimbritas en la Localidad la Primavera. (Foto: L. Magnín, 2008).

2.6.2. Clima

La región Patagónica extra-andina se caracteriza como un ambiente árido, riguroso y

ventoso con un clima templado frío. El clima del área de estudio es de tipo continental seco a

muy seco, frío moderado en invierno y fresco suave a templado (Panza, 2001). La temperatura

media anual varía entre los 8 y 10 ºC. De acuerdo con Prohaska (1976), la precipitación media

anual es de ≤ 200 mm, concentrándose las mayores precipitaciones en invierno. Las

precipitaciones nivales rondan entre las 5 y 10 nevadas anuales. El viento predominante es del

oeste-suroeste, frecuentemente en primavera, aunque se encuentra presente durante el 80% de

los días del año. Los vientos secos con ráfagas pueden superar los 100 km/h.

La región presenta grandes diferencias estacionales. La gran continentalidad sumada a

los vientos intensos del oeste impide que exista influencia del mar como moderador de las

temperaturas. Los vientos son más intensos durante la primavera y el verano. Tienen su origen

en el anticiclón permanente del Océano Pacífico Sur y llegan hasta la región luego de

descargar toda la humedad en el borde occidental de la Cordillera de los Andes. En

consecuencia, los vientos que alcanzan la región son secos, por lo que desecan la superficie,

modelan el paisaje y afectan la distribución de la vegetación (Magnin, 2010: 61).

39

Áreas de estudio

2.6.3. Vegetación

Siguiendo la clasificación de Cabrera (1971), la región se encuentra dentro del

territorio fitogeográfico conocido como Provincia Patagónica y a su vez dentro del Domino

Andino Patagónico, en donde la vegetación predominante es la estepa arbustiva y sub-

arbustiva con sectores de estepa herbácea, donde abundan las formas extremas de adaptación

al viento y la sequía. Dentro de la vegetación más común se encuentran las zonas de

coironales y los arbustales en el fondo de los cañadones (Oliva et al., 2004). Uno de los

factores principales que afecta la distribución de la vegetación, entre otras cosas, es la

disponibilidad de agua. En este sentido, en los lugares donde se acumula agua o existen

manantiales se forman frecuentes praderas anegadas o “mallines” (Cabrera, 1971).

El arbustro rastrero dominante en las estepas subarbustivas es el “colapiche”

(Nassauvia gromerulosa). Algunos de los arbustos enanos importantes son el “neneo enano”

(Mulinum microphilum) y la “efreda” (Ephedra frutillata). Dentro de los arbustos comunes en

zonas degradadas que crecen en suelos arcillosos y pavimentos de erosión se encuentran el

“manca perro” (Nassauvia ulicina) y la “uña de gato” (Chuquiraga aurea). La “mata negra”

(Chiliotricum diffusum) es uno de los arbustos altos que se encuentra en la estepa y también

en terrazas, mesetas y en el fondo de cañadones o valles fluviales cerca de mallines. En los

cañadones crecen asimismo arbustales de “mata amarilla” (Anartrophyllum rigidum), “molle”

(Schinus polygamus) y “calafate” (Berberis heterophylla). En aquellos lugares donde la estepa

arbustiva está poco degradada se encuentran “coirón amargo” (Stipa speciosa) y “coirón

pluma” (Stipa neai). En cambio, en aquellos lugares donde se acumula arena aparecen otro

tipo de coirones tales como Stipa humilis, Stipa chrisophylla y Stipa ibari. En las mesetas

sedimentarias y basálticas altas se observan el “coirón blanco” (Festuca pallescens) y el

“coirón poa” (Poa dusenii) (Oliva et al., 2004; Kofalt y Masco, 2004; en Magnin, 2010).

2.6.4. Hidrografía

La red hidrográfica no está bien desarrollada en esta área. Generalmente, se desarrolla

en cañadones y zanjones de pequeño tamaño que llevan agua de manera temporaria en

depresiones sin desagüe. La estación en la que se llenan de agua es el invierno (Panza,

1982:12). El zanjón Blanco es el curso de mayor importancia aunque efímero. Uno de sus

tributarios es el Zanjón de La Primavera que drena terrenos con altitudes entre los 1000 y los

2000 m s.n.m. El zanjón Blanco nace en las cercanías del Bajo Grande y corre en sentido

oeste-este en su parte central y en su parte baja gira hacia el norte para desaguar en la laguna

La Porfiada (Hermo, 2008).

40

Áreas de estudio

El otro curso temporario importante es el zanjón Rojo o zanjón Elornia, cuyas

nacientes se encuentran en el sector sudeste del área y cuyo recorrido se produce en sentido

suroeste-noreste para desembocar en la Laguna Grande. Panza (1982) destaca que las lagunas

La Porfiada y la Grande constituyen las cuencas endorreicas más importantes de la región.

2.6.5. Fauna

Debido a que el área de estudio es una zona muy árida, todos los mamíferos están

adaptados a ella e incluso raramente beben agua. Los herbívoros de mayor tamaño son el

“guanaco” (Lama guanicoe), la “mara” (Dolichotis patagonum), el “chinchillón anaranjado”

(Lagidium wolffsonhi) y el “chinchillón de la sierra” (Lagidium viscacia). Los carnívoros más

importantes son el “puma” (Puma concolor), el “zorro colorado” (Pseudolopex culpaeus), el

“gato del pajonal” (Lynchailurus pajeros), el “gato montés” (Puma geoffroyi) y el “zorro gris”

(Pseudolopex grisaseus). Dentro de los mamíferos que presentan dieta omnívora y tamaño

pequeño se encuentran la “comadrejita patagónica” (Lestodelphis halli), el “zorrino

patagónico” (Conepatus humboldti), el “peludo” (Chaetophractus villosus) y “el piche”

(Zaedyus pichiy). Las especies herbívoras son el “tuco-tuco” (Ctenomys magellanicus) y el

“cuis chico” (Microcavia australis).

Las aves más comunes son el “ñandú petiso” o “choique” (Pterocnemia pennata), el

“águila mora” (Geranoaetus melanoleucus), la “bandurria austral” (Theristicus melanosis), el

“jote”, con dos especies (Cathartes aura y Coragyps atratus), el “ñacurutú” (Bubo

magellanicus) y el “carancho” (Caracara plancus). También en este ambiente se pueden

encontrar la “martineta” o “copetona” (Eudromia elegans), el “chimango” (Milvago

chimango), la “lechuza de campanario” (Tyto alba), la “agachona patagónica” (Attagis

malouinus) y la “perdiz chica” o “inambú pálido” (Nothura darwinii). Entre las aves de

ambientes acuáticos se encuentran el “cisne de cuello negro” (Cygnus melancoryphus), el

“flamenco” (Phoenicopterus chilensis), la “garza” (Egretta alba), la “coscoroba” (Coscoroba

coscoroba), el “biguá” (Phalacrocorax olivaceus), el “cauquén”, en sus tres especies,

“común”, “real” y “colorado” (Chloephaga picta, Ch. poliocephala, Ch. rubidiceps), la

“garcita blanca” (Egretta thula) y el “cuervillo de cañada” (Plegadis chichi) (Miotti, 1989;

Miotti y Salemme, 1999).

2.6.6. Efectos de la actividad volcánica andina

Desde el Jurásico, el área fue testigo de una importante actividad volcánica que afectó

de manera notable el paisaje. Durante el Cuaternario, las efusiones basálticas continúan

41

Áreas de estudio

siendo intensas, esto se ve evidenciado en los diversos sitios que contienen niveles de cenizas

a distintas latitudes. El volcán Hudson ubicado en los Andes meridionales chilenos (45º 54´ S

y 71º 58´O) fue el que más influyó en el área. Al menos 12 erupciones se produjeron durante

el Holoceno, las 2 más importantes son las registradas a los 6700 (H1) y a los 3600 (H2) años

A.P. (Naranjo y Stern, 1998). Ambas erupciones fueron de tipo explosivo y generaron

importantes depósitos de ceniza a lo largo de toda Patagonia Sur. La erupción H1 es

considerada como la más relevante de todas las registradas en los Andes, ya que produjo una

caldera de 10 km de diámetro. Las cenizas alcanzaron distancias de hasta 900 km, como por

ejemplo en Tierra del Fuego y dejaron estratos cineríticos de aproximadamente 10 cm de

espesor. Esta erupción se corresponde con la Erupción II de Auer (Stern, 1991; en Heusser,

2003). Por otro lado, en la segunda erupción del volcán Hudson (H2) la dirección en la cual se

dispersaron los depósitos cineríticos es más al este y abarca una mayor extensión que los de

las erupciones de 6700 años A.P. y del año A.D. 1991.

La edad de la “ceniza verde”, producto de la erupción del volcán Hudson, fue

determinada en 8 lugares diferentes de Patagonia Sur (Stern, 2008). El promedio de las diez

mejores determinaciones de edad caen en el rango de los 6850 ± 160 años C14A.P. a 7571-

7849 años cal. A.P. (Stern, 2008). Stern (1991) sugirió una edad de 6775 ± 150 C14 años A.P.

como la más probable para la erupción, basándose en 8 fechados radiocarbónicos de sitios en

Tierra del Fuego. Naranjo y Stern (1998) consideraron la edad de la erupción en 6720 ± 140

años C14A.P., basándose en lo que ellos creían que era una determinación más confiable,

efectuada sobre turba. Por otro lado, McCulloch y Davies (2001) estimaron una edad similar

de 6625 ± 65 años C14 A.P. para esta ceniza, basándose en el análisis estadístico de los

fechados disponibles.

Se dice que las erupciones del Volcán Hudson podrían haber influenciado en la

organización de las sociedades de la región del Deseado durante el Holoceno medio (Hermo,

2008). Las cenizas cubrieron grandes extensiones de la Patagonia destruyendo la vegetación y

los animales e inutilizando las fuentes de agua por unos cuantos años. “La literatura

especializada destaca que los principales efectos de erupciones volcánicas sobre los cuerpos

de agua, se dan a nivel de un aumento de turbiedad con la consecuente disminución de la

transparencia, mientras que el impacto sobre la composición química del agua se ha referido

como de menor grado” (según Fernando Pedrozo, investigador del Conicet en el Inibioma;

Fuente: Infobae-Salud, 1 de Julio de 2011). En consecuencia, el aumento de la turbiedad

puede afectar el ingreso de luz en la columna de agua y puede tener un impacto sobre las

algas del fitoplancton y, consecuentemente, sobre la cadena trófica. La disminución de la

42

Áreas de estudio

disponibilidad de luz afecta las tasas de fotosíntesis que hace que disminuya la biomasa que

depende de este proceso para su crecimiento. El impacto de las cenizas del volcán Hudson

(1992) también afectó a las aguadas cercanas a los sitios arqueológicos en estudio en la

presente tesis, varias fueron tapadas y hasta “desaparecieron” (Laura Miotti comunicación

personal).

2.7. Localidades arqueológicas

2.7.1. AEP-1. Localidad Arqueológica Piedra Museo

Las localidades arqueológicas en discusión en este apartado están ubicadas en la

Meseta Central del Deseado, anteriormente descripta, en el centro de la Provincia de Santa

Cruz. Las muestras de sedimentos potencialmente portadores de diatomeas se tomaron del

paleolago y de las aguadas que se ubican enfrente del sitio arqueológico Alero El Puesto 1

(AEP-1, Fig. 14A) y en la localidad Piedra Museo perteneciente a la Formación Puesto del

Museo (Panza, 2001). El citado paleolago está cortado por el zanjón Rojo, también llamado

zanjón Elornia, cuyo nivel de base se encuentra a 30 km hacia el noroeste, en la Laguna

Grande del Monumento Natural Bosques Petrificados (MNBP), al pie del Cerro Madre e Hija

(Fig. 14B). El paleolago, en la actualidad es un extenso lago seco o salitral, que habría

concentrado una gran cantidad de agua en el pasado geológico, y muy especialmente quizás

durante la transición Pleistoceno/Holoceno (Miotti, 1996; Miotti et al., 1999).

Figura 14. A- Vista del sitio Alero El Puesto 1 (AEP-1) en la Localidad Piedra Museo (Foto: M. Fernández, 2008). B- Vista del Cerro Madre e Hija (volcán extinguido) en el Monumento Nacional Bosque Petrificados

(Foto: M. Fernández, 2008).

43

Áreas de estudio

Desde el techo del afloramiento donde se encuentran los aleros es posible visualizar

grandes distancias a la redonda, hecho por el cual fue interpretado como estratégico para

acechar y atrapar animales (Miotti, 1996; Miotti et al., 1999a). Es importante destacar que el

Cerro Madre e Hija (Fig. 14B) se encuentra a unos 30 km hacia el noroeste, y puede divisarse

fácilmente desde el techo del afloramiento, como así también pueden observarse los Cerros

Pirámides a 25 km hacia el norte, y los Cerros Colorados (Fig. 15) a unos 4 km hacia el

sudeste, según Panza (2001) allí también hay relictos de bosques petrificados. Además, se

puede obtener una vista panorámica del cauce del zanjón Rojo, que corre por una extensa

depresión hacia el sur y este del afloramiento. En este lugar se encuentra un puesto

denominado “El Museo”, perteneciente a la Estancia San Miguel (cuyo casco está a 11 km al

oeste del lugar). El puesto está localizado en un lugar privilegiado ya que allí existen una serie

de aguadas, muy escasas en esta región. Estas aguadas concentran una importante cantidad de

fauna, ya que son el bebedero de diversidad de aves y mamíferos, principalmente de guanacos

(Lama guanicoe).

Figura 15: Vista panorámica de la Localidad de Piedra Museo. En el sector izquierdo se encuentran los

Cerros Colorados. (Foto: M. Fernández, 2008).

El sitio AEP-1 (47º 53´42´´ S; 67º 52´04´´ O) está compuesto por un paredón reparado

que funcionó como alero antes de que se derrumbara su visera (Miotti et al., 1999a) (Fig. 16).

Gracias a las excavaciones realizadas se pudieron reconocer seis unidades depositacionales

diferenciadas en dos estratos principales (Fig. 17). El estrato superior es de origen eólico y

contiene una unidad de ocupación (U1). Las cinco unidades restantes están contenidas en el

estrato siguiente que es un paleosuelo. La U2 corresponde al Holoceno medio, la U3 no posee

ocupación humana y en su base se detectó un derrumbe que sella las unidades más profundas;

por debajo del derrumbe citado, las U4/5 y U6 corresponden a la transición

Pleistoceno/Holoceno (Miotti et al., 1999a; Miotti y Salemme, 2005) (Tabla 3).

44

Áreas de estudio

Figura 16: Vista panorámica del afloramiento rocoso la Localidad Piedra Museo. En este alero es donde

se encuentra el sitio AEP-1. (Foto: M. Fernández, 2008).

Unidad Estratigráfica

Código de laboratorio

Material fechado Taxon Edad

(años C14 A.P.) Edad

(años cal A.P.) a

2 medio OS-23745c carbón Indet. 7470 ± 140 8264 ± 132 2 inferior LP 450b hueso Lama guanicoe 7670 ± 110 8486 ± 93 4 superior LP 949b hueso Lama guanicoe 9230 ± 105 10424 ± 125 5 inferior LP 859b hueso Lama guanicoe 9710 ± 105 11032 ± 170 5 inferior AA-8428c hueso Camelidae 10400 ± 80 12320 ± 196 6 superior OXA8527c hueso Lama guanicoe 10390 ± 70 12315 ± 190 6 medio GRA9837c carbón Indet. 10470 ± 65 12396 ± 182 6 inferior OXA8528c hueso Hippidion saldiasi 10925 ± 65 12872 ± 93 6 inferior AA-27950c carbón Indet. 11000 ± 65 12916 ± 105 6 inferior AA-20125c carbón Indet. 12890 ± 90 15595 ± 380

Tabla 3: Fechados radiocarbónicos del sitio AEP-1 Localidad Piedra Museo (Cuenca del Deseado), basados en

muestras de carbón y hueso. a-Cal Pal On line; b-Método estandar; c-Método AMS. Modificado de Miotti y Salemme, 2005

Las unidades ocupacionales que se encuentran por debajo del derrumbe presentan dos

contextos arqueológicos principales. La más antigua, fechada aquí entre 12.890 ± 90 A.P. y

10.925 ± 65 años C14 A.P. (U6); y otra ocupación más tardía con fechados entre 10.400 ± 80

A.P. y 9.230 ± 105 A.P. que comprende las unidades estratigráficas (UE 4/5). (Miotti et al.,

1999a; 2003; Zárate et al., 2000) (Fig. 17). El contexto que corresponde con la ocupación más

temprana del sitio presenta una alta resolución del material arqueofaunístico, en tanto

términos de biomasa y especies identificadas. Estas especies son: Hippidion saldiasi (10.925

± 65 años C14 A.P.), Lama (vicugna) gracilis, Rheidae; Mylodon sp. (Miotti, 1996; Miotti et

al., 1999; Miotti et al., 2003), Lama guanicoe (guanaco), Canis sp., diversas aves de tamaño

mediano y Rodentia. Los análisis de los conjuntos arqueofaunísticos de AEP-1, de acuerdo a

su distribución, tafonomía y a la modificación de los huesos sugirieron que el sitio era un

locus de actividades relacionadas con la matanza y procesamiento de megafauna

pleistocénica, ñandúes y camélidos cazados al borde del lago (a 50 m del alero) (Miotti y

Salemme, 2005).

45

Áreas de estudio

Figura 17. Perfil estratigráfico de la cuadricula A del sitio AEP-1. Modificado de Miotti, 1996.

Dentro del segundo contexto arqueológico correspondiente asimismo a la transición

Pleistoceno/Holoceno, (UE 4/5, ver figura XX) se encontró la mayor concentración de

artefactos líticos y material óseo (Cattáneo, 2002; Miotti y Cattáneo, 1997). En esta unidad

predominan los guanacos y rheidos, mientras que los mamíferos pleistocénicos están

pobremente representados (Miotti, 1996; 2003; Miotti et al., 1999; Miotti y Salemme, 2005).

Es en estos niveles donde se encontraron dos fragmentos de puntas “cola de pez”

confeccionadas sobre calcedonia y sílice (Miotti, 1992; Miotti, 1996; 2003; 2004; Cattáneo,

2004). Todo esto convierte a Piedra Museo en el primer sitio de la Región Patagónica Extra

Andina que, hasta poco tiempo atrás (Miotti et al., 2008; Miotti, 2010) posee este tipo de

instrumentos. La relevancia de estas piezas radica en que se asocia con los primeros grupos

humanos cazadores que colonizan el continente americano (Miotti, 1992, 2003; 2010; Miotti

y Salemme, 2004).

La estructura taxonómica y la distribución arqueofaunística sugirieron contextos de

matanza y trozamiento en las unidades ocupacionales, pero para la U6 se propuso una

estrategia generalizada de los recursos faunísticos, dado que el paisaje ofrecía una alta

biodiversidad debido a las condiciones ambientales. Y para las U 4/5 el contexto de caza

coincide con un locus de actividades limitadas con zonas de descarte ordenadas en pilas óseas

46

Áreas de estudio

y con una biodiversidad menor para las sociedades colonizadoras (Miotti et al., 1999a; Miotti

y Salemme, 1999, 2005).

Las ocupaciones registradas para el Holoceno medio (Tabla 3) y correspondientes a la

U2, presentan elevada concentración y diversidad de artefactos líticos (Cattáneo, 2002; Miotti

y Cattáneo, 2003). Los restos faunísticos identificados en esta unidad corresponden a especies

de fauna actual como guanacos (Lama guanicoe), cánidos (spp), “choique” (Pterocnia

pennata), “armadillos” (spp) y unos pocos fragmentos de mejillones (Mytilus sp.) y bivalvos

dulceacuícolas (Miotti y Marchionni, 2011). Los huesos fueron utilizados como materia prima

para la confección de instrumentos (Miotti y Marchionni, 2008 y 2011). La tecnología lítica

asociada a aquellas especies se relaciona con la encontrada en Fell III (sitio ubicado en la

región chilena de Patagonia Sur), correspondiente al Holoceno temprano y asimismo a los

niveles más profundos de Cueva Maripe (Miotti et al., 2007, 2011; Hermo, 2008).

La U1 no tiene fechados radiocarbónicos y los restos artefactuales son pocos y están

asociados a materiales posthispánicos tempranos y recientes. En contraste con las ocupaciones

iniciales del alero, la información que se tiene de las ocupaciones tardías es insuficiente y

fragmentaria.

De acuerdo con Cardich (1987) y Miotti (1993), los paleoindios y la fauna extinta

fueron contemporáneos entre los 12.600 y los 10.000 años C14 A.P., en la Localidad de Los

Toldos. Durante este período, la fase temprana de ocupación humana está representada por la

industria que tiene una distribución temporal y espacial restringida en esta localidad. Los

contextos arqueológicos de Los Toldos Nivel 11 y la U6 de Piedra Museo (12.890 ± 90 años

C14 A.P.) son muy similares, y en los dos casos son indicativos de ambientes de pastizales

(Miotti y Salemme, 2003).

De la misma manera, la localidad se destaca en el área por ser uno de los puntos de

mayor concentración de motivos rupestres, principalmente realizados mediante la técnica de

grabado (Carden, 2008). La alta concentración de grabados sugiere un uso intenso del lugar

(Fig. 18).

47

Áreas de estudio

Figura 18: Grabados de la Cueva Grande en la Localidad de Piedra Museo. A. Detalle de grabado en uno de los

bloques. B. Diseños principales del gran bloque de grabados. (Foto: M. Fernández, 2008).

Hacia el Holoceno medio o hacia principios del Holoceno tardío, el lugar puede

haberse relacionado con actividades rituales por la escasez del uso de los aleros en

contraposición a la gran densidad de grabados (Carden, 2008).

2.7.2. Cueva Maripe. Localidad La Primavera.

Cueva Maripe se ubica en el curso medio del mallín La Primavera (Fig. 19A), el cual

nace en la meseta de Los Ventisqueros y recorre unos 10 km en sentido SO-NE. Sus

coordenadas geográficas son 47º 51´05´´ S y 68º 56´03´´ O, a unos 562 m s.n.m. (Miotti et al.,

2004). Se trata de una cueva de grandes dimensiones (24 m de boca y 26 m de profundidad),

una cueva externa en el sentido de Farrand (1985, 1993), que posee un importante depósito

estratigráfico constituido tanto por materiales del ambiente externo circundante y distante

(Miotti et al., 2007). Este tipo de depósitos forman auténticas trampas sedimentarias que

facilitan y elevan la importancia de realizar estudios paleoambientales y paleoecológicos. Es

por ello que se eligió a esta cueva para realizar los análisis diatomológicos y además, por

contener una continua ocupación humana desde la transición Pleistoceno/Holoceno. En 45 m2

excavados se observa un depósito estratigráfico heterogéneo, donde las tasas de

sedimentación y los procesos post-depositacionales actúan de manera diferencial en cada

sector de la cueva, lo que incide en el grado de preservación de los materiales arqueológicos.

Factores como derrumbe de techos, encharcamiento y percolación de agua en distintos lugares

de la cueva, actividad de roedores, pisoteo de ganado, un importante espesor de estiércol en

los niveles superiores y la actividad humana hasta 1950, también han tenido fuerte incidencia

en la formación de los contextos arqueológicos (Miotti et al., 2007). Por encima de los restos

históricos (restos de vidrios y de metal) el sedimento de Maripe está constituido por una

48

Áreas de estudio

espesa capa de excremento vacuno, debajo de la cual se encontró una capa de excremento de

oveja, que en algunos sectores estaba quemado. Estos sedimentos evidencian la intensa

actividad ganadera desarrollada a mediados del Siglo XIX, y además, dan indicios de que la

cueva funcionó como escondrijo de estos animales.

La cueva está dividida en dos cámaras (la norte y la sur) por un tabique rocoso (Fig.

19B), que posee una abertura estrecha cerca del fondo permitiendo de esta manera la

comunicación entre las cámaras. Ambas cámaras presentan diferencias en cuanto a los

motivos rupestres, el reparo contra el viento, la potencia sedimentaria, las tasas de

sedimentación, las tasas de depositación, los perfiles de meteorización, la tasa de depositación

de los materiales arqueofaunísticos, la integridad, y la cantidad de artefactos líticos por m3

(Tabla 4). La secuencia arqueológica en la cámara sur es más comprimida que en la norte. A

pesar de que se excavó un mayor volumen en esta última cámara, la densidad de artefactos es

mayor en la cámara sur (Miotti et al., 2007a). Probablemente, los artefactos de la cámara sur

se hayan compactado debido a los procesos post-depositacionales que actuaron en un sector

con una baja tasa de sedimentación. Sin embargo, la densidad diferencial puede ser explicada

por una selección intencional de espacios (Miotti et al., 2007). Es importante destacar que la

mayor concentración de pinturas y motivos rupestres coincide con la densidad artefactual de

la cámara sur.

Figura 19. Localidad La Primavera. A. Vista exterior de Cueva Maripe. B. Vista interior de la cueva. El tabique rocoso separa la cámara norte de la cámara sur. La cuadrícula excavada es la D5 perteneciente

a la cámara norte (Foto: M. Fernández, 2010).

49

Áreas de estudio

Características Cámara Norte Cámara Sur

Motivos rupestres Menor cantidad (27%) Mayor cantidad (73%) Reparo contra el viento Malo Bueno Potencia sedimentario Mayor Menor Tasas de sedimentación 0,015 cm/año- Rápida 0,0004 cm/año-Lenta Tasas de depositación Alta Baja

Perfiles de meteorización Estadíos más bajos (estadio 2) Mayor meteorización (estadio3)

Tasas de depositación de materiales arqueológicos Baja Alta

Integridad Mayor Menor Artefactos por m3 3,09 7,55

Tabla 4. Diferencias entre la entre la Cámara Norte y la Cámara Sur de Cueva Maripe. Basados en los datos

publicados en Miotti et al. (2007). Se fecharon nueve muestras, las cuales fueron tomadas una en el sector superior y otra

en el inferior de la secuencia sedimentaria de cada cámara (Miotti et al., 2007a) (Tabla 5). La

ocupación temprana de la cueva data desde los 9.518 ± 64 años C14 A.P. (Transición

Pleistoceno/Holoceno). Estos rangos temporales indican que los primeros pulsos

ocupacionales se produjeron hacia el Holoceno Temprano, en el área de cabeceras de los

zanjones Blanco y Rojo, y que se continuaron hasta tiempos históricos haciendo un uso

intenso de la cueva.

Las ocupaciones correspondientes al Holoceno medio y tardío se interpretaron como

de actividades múltiples, mientras que para el Holoceno temprano las ocupaciones humanas

fueron más puntuales (Miotti et al., 2004; Hermo, 2008). Los análisis de los materiales líticos

de los niveles inferiores permiten concluir que las características presentadas son muy

similares con aquellas que presentan en cuanto a la técnica y forma de los materiales de otros

sitios antiguos de la Meseta Central como por ejemplo, Piedra Museo (Miotti et al., 1999a),

Los Toldos (Cardich et al., 1973), El Ceibo (Cardich et al., 1981-1982), Cerro Tres Tetas y

Casa del Minero (Paunero, 2003 a y b).

50

Áreas de estudio

Período Cámara Cuadrícula Código de

Laboratorio

Edad

(C14 años

A.P.)

Edad

(años cal

A.P.)

S B12 AA65176 1078 ± 40 1001 ± 43 Holoceno tardío

N C5 LP1497 3210 ± 60 3452 ± 64

S A12 AA65181 4113 ± 39 4675 ± 104

N D6 AA65173 5084 ± 49 5829 ± 64 Holoceno medio

S B12 AA65177 7703 ± 47 8492 ± 48

Holoceno temprano S A12 AA 65174 8333 ± 63 9346 ± 83

N C5 AA 65178 8762 ± 50 9774 ± 102

N D5 AA 65179 8992 ± 65 10.098 ± 117 Transición

Pleistoceno/Holoceno S A12 AA 65175 9518 ± 64 10.881 ± 155

Tabla 5. Fechados radiocarbónicos procedentes de muestras de carbón. Todos fueron realizados con AMS, a

excepción de LP1497 (Modificado de Miotti et al., 2007). Los fechados fueron calibrados con Cal Pal on line.

En la cámara sur, la humedad es más alta a causa de la infiltración de agua proveniente

de un manantial activo. Probablemente, se haya generado un ambiente menos apto para la

conservación de los restos óseos, los cuales presentan moteados y manchas de manganeso en

mayor cantidad que los materiales óseos de la cámara norte. Además, la temperatura es más

baja y la oscuridad es mayor (Miotti et al., 2007).

La cueva presenta en sus paredes internas expresiones de arte rupestre, lo cual nos da

una idea de la importancia cultural del sitio (Fig. 20) (Carden, 2008). Esta cueva está

circundada, en las cercanías, por importantes áreas de aprovisionamiento de fuentes

permanentes de agua potable (con presencia de varios manantiales activos), materias primas

de rocas y pigmentos.

Figura 20. A y B. Pinturas rupestres (manos en negativo) en las paredes de la Cámara Sur de Cueva

Maripe. (Foto: M. Fernández, 2008).

51

Áreas de estudio

La secuencia estratigráfica ha sido definida como compleja, y el análisis de los

materiales arqueológicos permitieron inferir una alta variabilidad en cuanto a la integridad

arqueológica en las dos cámaras de la cueva (Miotti et al., 2007a). Se concluyó que la cámara

sur presenta una ocupación más intensa que la norte, es decir, que tuvo un uso más

prolongado. Esto también se puede cotejar con la información oral de la Familia Maripe, que

habitó el sector sur hasta el siglo XX, y la posterior ocupación de la cueva como refugio para

el ganado hasta 2003.

52

Antecedentes

CAPÍTULO 3

ANTECEDENTES

3.1. Antecedentes paleoambientales

Dado que la porción sur de Sudamérica se encuentra rodeada de los océanos australes,

la corriente circumpolar antártica y los vientos dominantes del oeste, la investigación del

paleoclima en esta región es relevante para comprender la dinámica y diversidad de los

ambientes continentales. En particular, la transición Pleistoceno-Holoceno ha sido un

momento crítico para la llegada y dispersión de las poblaciones de cazadores recolectores que

colonizaron la extensa región patagónica. Esta época se caracterizó por una alta inestabilidad

climática, la cual afectó a la flora, la fauna, y a todo el paisaje en general. Sin embargo, para

este momento geológico existen sólidas evidencias arqueológicas que dan cuenta del proceso

de poblamiento temprano en esta región. En el Macizo Central del Deseado, donde se ubican

las localidades a estudiar en la presente tesis, en el área centro meridional de Patagonia y en la

región Magallánica (incluyendo el norte de Tierra del Fuego) se destaca una alta

concentración de ocupaciones humanas pertenecientes a la colonización inicial (Miotti, 1989,

2003; Miotti y Salemme, 1999; Miotti y Salemme, 2004; Salemme y Miotti, 2008; Miotti,

2010). Las edades para las ocupaciones humanas más tempranas en la Patagonia Extra-

Andina y la cuenca Magallánica abarcan el lapso entre 13.000 y 10.500 años C14 A.P. (15.800

años cal A.P. y 12.400 años cal A.P.). De acuerdo a los fechados de los sitios arqueológicos

en los distintos sectores de Patagonia, parecería ser que durante la transición Pleistoceno-

Holoceno, la dispersión humana no fue homogénea sino que se produjo siguiendo un patrón

selectivo de acuerdo a la disponibilidad de los distintos ambientes.

3.2. Reconstrucción climática de Patagonia sur vinculada al poblamiento humano

Las secuencias polínicas de las cuales se partió para hacer las correspondientes

interpretaciones, provienen de lagos, turberas, cuevas y sitios arqueológicos. Entre todos estos

registros no se encontró una secuencia polínica completa que se expandiera a lo largo de todo

el Holoceno y que incluyera asimismo el último interglacial, es decir, el Estadío Isotópico de

Oxígeno 5e (Mancini et al., 2008).

53

Antecedentes

Sin embrago, hay dos sitios en los cuales sus secuencias polínicas registran

condiciones previas a los tiempos glaciales. Estos sitios son Bajada del Rahue y el Maar de

Magallanes (Fig. 21). El primero de los sitios es una secuencia lacustre discontinua que se

encuentra cerca de localidades con bosque de Nothofagus y ambientes de estepa, incluyendo

el ecotono entre ambos y comprende de 27.900 ± 1200 años C14 A.P. (32.540 ± 1047 años cal

A.P.) a 32.600 ± 1500 años C14 A.P. (37.495 ± 1999 años cal A.P.) (Markgraf et al., 1986). El

registro polínico refleja un ambiente de pantano-estanque de aguas someras rodeado de una

estepa y matorral que sugieren un patrón de temperatura y precipitaciones similares a los

ambientes modernos, pero las precipitaciones fueron más intensas durante los momentos

correspondientes a los máximos glaciales. El segundo de los sitios se encuentra en el sur de la

Provincia de Santa Cruz (Fig. 21) y es un testigo extraído de un maar seco. Los fechados se

encuentran entre 31.560 ± 480 años C14 A.P. (35.585 ± 620 años cal A.P.) a 37 m y mayores

a 51.700 años C14 A.P. a 47 m (Corbella, 2002).

Durante la Última Glaciación, entre los 30.000 (34.282 ± 145 años cal A.P.) y los

14.000 años C14 A.P. (17.200 años cal A.P.) (MIS 3 –interestadial- y 2 –pleniglacial-), tres

sitios ubicados en latitud 42º S del sector oeste de la cordillera (Taiquemó, Fundo Nueva

Braunau y Río Negro, todos localizados en Chile), muestran un mosaico de tundra

magallánica con Nothofagus y matorrales de coníferas desarrolladas sugiriendo condiciones

frías (Heusser et al., 1999a, b, 2000; Villagrán et al., 2004). En la Isla de Chiloé, el espectro

de polen de edad glacial representa un mosaico del bosque de Patagonia norte y condiciones

de páramo, la cual está presente en la actualidad en las partes elevadas de las montañas en el

distrito de los lagos y también en zona de los canales del sur de Chile. El registro de polen de

esta región sugirió un desplazamiento altitudinal en el bosque durante la glaciación y muestra

una disminución de la temperatura, pero con un incremento en las precipitaciones (Villagrán

et al., 1995).

54

Antecedentes

Figura 21. Mapa con las principales localidades en las cuales se hicieron estudios paleoambientales con análisis

multi-proxy (polen, diatomeas, fitolitos, análisis geoquímicos, etc). Bajada de Rahue (Markgraf et al., 1986), Collón Cura (Martínez Maquiavelo, 1984), Los Juncos (Acevedo et al., 1995), Lag. Cari Laufquen (Bradbury et al., 2001), Gran Bajo del Gualicho (Martínez Maquiavelo, 1984), Bahía San Blas (Frenguelli, 1938), Rada Tilly

(Frenguelli, 1939a), Lago Cardiel (Markgraf et al., 2003), Las. Las Vizcachas (Fey et al., 2009), Potrok Aike (Habertzettt et al., 2005), Laguna Azul (May et al., 2005), Maar Magallanes (Maidana y Corbella, 1997), Puerto

del Hambre (McCulloch y Davies (2001), La Misión (Frenguelli, 1923, 1924, 1951; Markgraf, 1993), Lago Fagnano (Recasens, 2008), Las Cotorras (Borromei et al., 2010), Isla de los Estados (John, 1980; Unkel et al.,

2008; Ponce, 2009; Ponce et al., 2011; Fernández et al., 2012), Paso Otero (Gutiérrez et al., 2011), Nutria Mansa 1 (Bonomo et al., 2009). También se presentan los sitios arqueológicos con estudios diatomológicos asociados.

Las localidades Piedra Museo y Cueva Maripe son los sitios en estudio en la presente tesis.

3.2.1. Máximo Glacial y Tardiglacial

El único sitio que presenta un registro polínico que sugiere plenas condiciones

glaciales es la localidad de Mallín Aguado a los 40º S (Markgraf y Bianchi, 1999), la cual

alcanza los 17.000 años C14 A.P. (20.200 años cal A.P.). El registro polínico representa una

estepa de arbustos y hierbas antes de los 16.000 años C14 A.P. (19.100 años cal A.P.),

sugiriendo un clima más seco y más frío que en la actualidad. Después de los 16.000 años C14

A.P., el dominio de Poaecea y la vegetación fangosa indican condiciones climáticas menos

benignas que en el período anterior. Luego de los 14.000 años C14 A.P. un bosque mésico

(condiciones más húmedas) indica un aumento en la precipitación (Markgraf y Bianchi,

1999).

En la estepa patagónica, la secuencia polínica de Los Toldos revela una estepa de

Ephedra sugiriendo condiciones climáticas áridas en donde la precipitación es menor a los

55

Antecedentes

200 mm entre los 12.600 (14.900 años cal A.P.) y 11.000 años C14 A.P. (12.900 años cal

A.P.) (Páez et al., 1999). En el alero de Piedra Museo se desarrolló una estepa de arbustos de

Asteraceae subf. Asteroideae y vegetación halofítica (Borromei, 2003). En Los Toldos, a los

11.000 años C14 A.P., la estepa de arbustos Ephedra fue reemplazada por una estepa de

gramíneas (hierbas) en el ambiente de semidesierto situado sobre un plateau a unos 700 m

s.n.m. A los 10.000 años C14 A.P. (11.500 años cal A.P.) la estepa graminosa fue reemplazada

por una estepa arbustiva dominada por Asteraceae (Páez et al., 1999). Entonces, entre los

11.000 y 10.000 años C14 A.P., hubo un incremento en la humedad efectiva relacionada con

un incremento en las precipitaciones y las condiciones frías.

En general, las condiciones paleoambientales inferidas a partir de los registros

polínicos son semejantes en todos los sitios ubicados al sur de los 50º S en Patagonia (Moore,

1978; Markgraf, 1993; Heusser et al., 2000; Pendall et al., 2001). Sin embargo, entre los

11.000 y 10.000 años C14 A.P., en algunos sitios localizados entre lat. 51º y 52º S (por

ejemplo, Torres del Paine, Cueva Lago Sofía 1, Cueva del Mylodón, Cueva Fell, etc.) el

dominio de Poeacea sugiere una estepa graminosa húmeda (Markgraf, 1993), lo cual indicaría

que la intensidad del viento era menor, pero la disponibilidad de humedad y la temperatura

eran más elevadas en relación a las condiciones que reinaban antes de los 12.500 años C14

A.P.

La hipótesis de que la recolonización del bosque ocurrió inmediatamente después de

los 14.000 años C14 A.P. desde una población protegida localizada en los valles andinos, está

sostenida por la transformación del bosque de manera similar y sincrónica en ambos flancos

de la cordillera (Bianchi et al., 1999).

La turbera ombrotrófica denominada Puerto Harberton (54.87º S; 67.88º O) es aquella

de mayor edad radiocarbónica basal de toda la porción sur de Tierra del Fuego (Heusser,

1989, 1990; Rabassa et al., 1990b) y está fechada en 14.640 C14 años A.P. (17.900 años cal

A.P.). La deglaciación de este lugar es, por supuesto, anterior a dicha fecha, y es el producto

de la recesión del antiguo glaciar Canal Beagle desde el Último Máximo Glacial (Glaciación

Moat, Rabassa et al., 1990b). Los niveles más tempranos (14.640 a 11.780 años C14 A.P.) de

la turbera están caracterizados por Gramineae-Tubuliflorae-N.dombeyi-Empetrum-

Gramineae-Gunnera-Cyperaceae. Una evidencia sólida del episodio climático Younger Dryas

lo da la presencia de un pico de Gramineae entre los 10.200-11.160 años C14 AP (Heusser,

2003). Entre los 7590 años C14 A.P (8300 años cal A.P.) a 5640 años C14 A.P. (6400 años cal

A.P.) comienzan a ser más frecuentes los ejemplares de Nothofagus, luego de algunos

56

Antecedentes

elementos como Gramineae y Filicinae, característicos de los bosques abiertos del Holoceno

temprano.

3.2.2. La transición Pleistoceno-Holoceno

Esta transición comprende el período que va desde la parte final del Tardiglacial al

Postglacial temprano, es decir, entre los 13.000 (15.800 años cal A.P.) y 8000 años C14 A.P.

(8800 años cal A.P.) (Rabassa y Clapperton, 1990; Miotti y Salemme, 1999). Este período fue

caracterizado por una profunda inestabilidad climática afectando los paisajes y la distribución

de los recursos naturales, imprescindibles para la vida. La inestabilidad climática estuvo

provocada por la transición hacia el último período glacial Llanquihue 3 (Porter, 1981) y al

período Interglacial subsiguiente. Debido a las condiciones ambientales de bajas

temperaturas, la gran cantidad de agua retenida en los glaciares andinos provocó el descenso

del nivel del mar. La línea de costa de esa época estaba ubicada a unos 200 km más al este

que la línea actual (Ponce et al., 2011b). Esto permitió que más territorios y ambientes

quedaran expuestos para ser colonizados.

Entre los 16.000 y 10.000 C14 años A.P. los ambientes de tundra dominaron la

Patagonia meridional, modificándose durante el retroceso del hielo y cambiando a zonas

boscosas hacia el este (Miotti y Salemme, 2004; Miotti, 2010). Las estepas herbáceas o

arbustivas cambiaron conforme a las variaciones en temperatura y precipitaciones durante el

Tardiglacial y el Holoceno Temprano (Páez et al., 1999; Páez et al., 2003; Borromei, 2003).

De acuerdo a la información geológica, arqueológica y paleoambiental, los territorios de

Patagonia Norte habrían sido aptos para la colonización dos mil años más tarde que aquéllos

de la vertiente Pacífica (Miotti y Salemme, 2004). En el sitio Cueva del Manzano, ubicada al

este de San Carlos de Bariloche, los niveles más profundos presentan restos de fauna

extinguida asociados a escasos materiales culturales (Hadjuk, 1998). Los primeros grupos

humanos pudieron aprovechar las extensas estepas de gramíneas, que contenían una mayor

disponibilidad de agua y que hacían posible que animales con requerimientos ecológicos altos

habitaran la región (Miotti, 2003; Miotti y Salemme, 2004; Salemme y Miotti, 2008).

Teniendo en cuenta las condiciones ambientales dominantes, se ha propuesto que los

asentamientos tempranos pudieron haberse dirigido hacia las zonas de cañadones con cuevas

y abrigos rocosos (Miotti y Salemme, 2004). La alta movilidad de los grupos humanos, en los

momentos de exploración de nuevos ambientes, podría haber estado basada en redes de

comunicación (Miotti, 1994), principalmente con el fin de obtener información sobre los

potenciales lugares con recursos (agua, materias primas líticas, fauna, abrigo, reparo, etc.).

57

Antecedentes

Si bien durante el Tardiglacial comenzó la retracción de los glaciares causada por el

aumento de la temperatura, se registraron eventos de enfriamiento y avance parcial de los

glaciares entre los 11.000 y 10.000 años C14 A.P. Un ejemplo de esto es el evento frío reverso

antártico (ACR: “Antarctic Cold Reversal”) que se registró en la cuenca de los lagos

Huelmo/Mascardi (41º 20´S; 71º 32´O) (Ariztegui et al., 1997). Este evento es interesante ya

que permite analizar por qué algunos hábitats estuvieron disponibles antes que otros para ser

habitados por los primeros grupos humanos (Miotti y Salemme, 2004). Este evento reverso

precedió al Younger Dryas por cerca de 550 años calibrados. Los dos eventos terminaron

hacia los 10.200 años C14 A.P. (11.800 años cal A.P.) (Hajdas et al., 2003).

La manifestación del Younger Dryas (YD; evento de frío reverso) en Patagonia es un

tema controversial entre los cuaternaristas. Algunos se muestran a favor basándose en las

señales de los registros palinológicos de los Andes Patagónicos que sugieren condiciones

climáticas frías y húmedas entre los 11.000 y 10.000 C14 años A.P. (Heusser, 1994; Heusser y

Rabassa, 1987), y otros estudios como los de insectos fósiles (Ashworth et al., 1991;

Hoganson y Ashworth, 1992) y los análisis palinológicos de Markgraf (1991, 1993) los cuales

indican que el clima se mantuvo cálido desde los 12.800 14C años A.P., y que los cambios

vegetacionales de corto lapso fueron la respuesta a cambios climáticos locales. Además,

sostienen que no hubo un enfriamiento y que el YD fue un período caracterizado por el

desarrollo continuo del bosque.

Para Tierra del Fuego, Coronato et al. (1999) proponen que hasta los 13.000 C14 años

A.P. la asociación de taxones que dominaban el registro polínico eran Nothofagus, Empetrum,

Gunnera, Gramineae, y Cyperaceae, pero el bosque de Nothofagus como tal, estuvo

mínimamente representado.

Los estudios polínicos que se desarrollaron en la meseta patagónica provienen de

columnas estratigráficas obtenidas en cuevas y aleros. Tanto en Los Toldos como en Piedra

Museo se realizaron análisis polínicos pero debido a desajustes en los fechados

radiocarbónicos, principalmente en el primero, no se puede contrastar la hipótesis del cambio

en las condiciones ambientales a una estepa graminosa registrado para los 12.600 años C14

A.P. (14.900 años cal A.P.) (Miotti y Salemme, 2004; Miotti, 2010).

En el nivel más antiguo de AEP-1 (Localidad Piedra Museo) los fechados van de

12.890 a 11.000 C14 años A.P., siendo un único fechado el que sobrepasa los 11.000 años

radiocarbónicos. Sin embargo, las demás dataciones se concentran alrededor de los 11.000

C14 años A.P., lo cual permite inferir que las primeras ocupaciones corresponden, por lo

menos, a ese momento. También se realizaron fechados sobre huesos de fauna hallados en los

58

Antecedentes

contextos arqueológicos. Por ejemplo, fueron realizados fechados sobre “caballo americano”

(Hippidion saldiasi), con edades de 11.000 años C14 A.P., siendo este animal característico de

condiciones ambientales de pastizal abierto. Este taxón estaba asociado a un camélido

extinguido (Lama gracilis) y avestruz americano (Rhea americana), ambas especies

pastadoras y que indicarían condiciones menos áridas en la escala microregional (Miotti,

2010). De acuerdo a los análisis polínicos de Borromei (2003), se observaron dos cambios,

uno cerca de los 11.000 C14 años A.P. (12.900 años cal A.P.), probablemente debido a un

aumento en la humedad efectiva y condiciones frías; y el otro, aproximadamente a los 9500

C14 años A.P. (10.800 años cal A.P.), que fue explicado como un incremento en la

temperatura y precipitación variando en los rangos actuales. En sitios cercanos a Piedra

Museo, también se han encontrado huesos de fauna extinguida (por ejemplo, Hemiauchenia

paradoxa), los cuales se corresponden con ejemplares típicos de las estepas graminosas para

los 11.000 años C14 A.P. (Paunero, 2000).

En la zona de la meseta alta, hacia el oeste del Macizo Central del Deseado, se

encuentra Cueva Maripe (ver capítulo Áreas de estudio), donde la fauna asociada a las

primeras ocupaciones (9518 ± 64 años C14 A.P.) es igual a la fauna actual (Miotti et al., 2004,

2007).

La colonización humana para Tierra del Fuego está datada en unos 10.600 años C14

A.P. (12.500 años cal A.P.), cuando un grupo de cazadores ocupó el noroeste de la isla. La

ocupación está evidenciada por los restos culturales y faunísticos hallados en el sitio Tres

Arroyos (Massone et al., 1998; Massone, 2004). Las poblaciones de cazadores recolectores

habrían llegado desde el extremo sur de Patagonia austral, antes del retroceso final de los

glaciares, y quedaron aisladas luego del ascenso del nivel del mar y la consecuente apertura

del Estrecho de Magallanes.

A continuación se describen algunos de los sitios excavados y que presentaron

asociaciones de fauna extinguida y artefactos, correspondientes a la Transición Pleistoceno-

Holoceno.

a- Cuenca del Deseado y Meseta Central

Los Toldos 3

Está ubicado en el Cañadón de las Cuevas al sur del río Deseado (Cardich et al.,

1987). El nivel inferior contiene megafauna pleistocénica, incluyendo caballo extinguido

(Onohippidium [Parahipparion] saldiasi), camélidos extinguidos (Lama [Vicugna] gracilis) y

59

Antecedentes

fauna moderna, especialmente guanacos; todo esto asociado con una industria de lascas

unifacial con filos marginales retocados. Este nivel conocido como “Nivel 11” fue datado en

12.600 años C14 A.P. (Cardich et al., 1973). Este fechado es considerado dudoso por algunos

autores (Borrero, 1989; Miotti y Salemme, 2003). El nivel por encima del anterior contiene

los materiales atribuidos a la industria “Toldense”, caracterizada por la reducción bifacial de

las piezas líticas, principalmente con formas de puntas triangulares. El caballo extinguido y

el guanaco forman parte de la fauna, junto con el de ñandú de las pampas (Rhea sp.). Este

nivel fue fechado en 8750 años C14 A.P.

Piedra Museo

El sitio AEP-1 (lat. 47º 53´42´´ S; long. 67º 52´04´´ O) está compuesto por un paredón

reparado que funcionó como alero antes de que se derrumbara su visera (Miotti et al., 1999a).

Se reconocieron 6 unidades estratigráficas.). La ocupación humana más antigua, fechada aquí

entre 12.890 ± 90 A.P. (15.595 ± 380 años cal A.P.) y 10.925 ± 65 años C14 A.P. (12.872 ±

93 años cal A.P.) (U6); y otra ocupación más tardía con fechados entre 10.400 ± 80 A.P.

(12.320 ± 196 años cal A.P.) y 9.230 ± 105 A.P. (10.424 ± 125 años cal A.P.) (UE 4/5; Miotti

et al., 1999a). Las especies animales encontradas fueron: Hippidion saldiasi (10.925 ± 65

años C14 A.P.), Lama (vicugna) gracilis, Rheidae, Mylodon sp. (12.890 ± 90 años C14 A.P.)

(Miotti, 1996; Miotti et al., 1999; Miotti et al., 2003), Lama guanicoe (guanaco), Canis sp.,

diversas aves de tamaño mediano y Rodentia. Los análisis de los conjuntos arqueofaunísticos

de AEP-1, de acuerdo a su distribución, su tafonomía y a la modificación de los huesos

hallados sugirieron que el sitio era un locus de actividades relacionadas con la matanza de

megafauna pleistocénica cazados al borde del lago, situado (a 50 m del alero) (Miotti y

Salemme, 2005).

b- Cuenca del Río Chico (Santa Cruz)

Cueva Fell

Se trata de una pequeña cueva ubicada en las márgenes del río Chico y es el sitio más

importante de esta zona, y fue excavado por J. Bird en la década de 1930. El nivel inferior

contenía ejemplares de fauna extinguida, tales como perezoso (Mylodon darwinii) y caballo

americano y otros elementos faunísticos aún existentes en la Patagonia, como el guanaco,

asociado con puntas “cola de pescado” y una industria de artefactos retocados marginalmente

y confeccionados en basalto (Bird, 1988). De acuerdo con Markgraf (1988), el ambiente

60

Antecedentes

estaba caracterizado por una estepa herbácea, sin árboles alrededor de los 11.000-10.000

años C14 A.P.

Pali Aike

La cueva Pali Aike se encuentra en el campo volcánico entre el Estrecho de

Magallanes y el río Gallegos. Esta cueva también fue excavada por J. Bird, y aparentemente

se habrían encontrado los restos humanos más tempranos de Fuego-Patagonia. Para este sitio

existe un solo fechado del sedimento donde yacían los restos humanos, el cual arrojó una

antigüedad de 8600 años C14 A.P. (9600 años cal A.P.) (Bird y Bird, 1988).

c- Última Esperanza-Cuenca Magallánica

Cueva del Milodon

Este sitio se encuentra en el sur de Chile, en la margen este de la Cordillera andina

(Fig. 22). La excavación del sitio fue muy rica en cuanto a información paleoecológica, ya

que se encontraron insectos, granos de polen, plantas y pelos de perezoso muy bien

conservados (Borrero et al., 1998). No existe evidencia de ocupación contemporánea entre

humanos y perezosos (Borrero et al., 1991). Los análisis polínicos sugieren un ambiente de

tundra para el período 13.500-11.300 años C14 A.P. (16.400-13.200 años cal A.P.) (Markgraf,

1985; Heusser et al., 1994). Algunos sitios como Cueva Lago Sofía 4 y Dos Herraduras

contienen restos de fauna extinguida pero sin asociaciones antrópicas (Borrero et al., 1998).

Cueva Lago Sofía 1

Esta localidad contiene restos de perezoso, de caballo y de guanaco asociados con

fogones, raspadores y lascas (Prieto, 1991). El fechado para los depósitos de esta cueva fue

de 11.570 ± 60 años C14 A.P. (Borrero, 1999). Se encontraron restos de megafauna por

debajo de los niveles arqueológicos datados en 12.900 años C14 A.P. Los estudios polínicos

indican un ambiente abierto con ejemplares de Nothofagus dispersos alrededor de 11.000

años C14 A.P. (Borrero, 1999).

Cueva del Medio

Esta cueva está ubicada a menos de 1km al sur de la Cueva del Milodon. Se

encontraron puntas de proyectil “cola de pescado” junto con otros artefactos asociados con

fogones y restos de fauna pleistocénica extinguida y moderna (Nami, 1987). Los fechados

61

Antecedentes

radiocarbónicos confirman la ocupación humana entre 11.200 y 9500 años C14 A.P. (13.000-

10.800 años cal A.P.).

d- Tierra del Fuego

Tres Arroyos

Este sitio es un pequeño alero ubicado en el istmo entre Bahía Inútil y Bahía San

Sebastián (N de la Isla Grande de Tierra del Fuego). El nivel inferior contiene un fragmento

retocado bifacialmente, que quizás sea parte de una punta “cola de pescado” junto con

huesos de guanaco, caballo, zorro extinguido y perezoso. Los fechados radiocarbónicos caen

entre 10.200 (11.800 años cal A.P.) y 10.600 años C14 A.P. (12.500 años cal A.P.) (Massone,

2004).

Marazzi

Este sitio se ubica en el istmo ya mencionado, en las cercanías de un bloque errático.

El sitio fue fechado en 9590 años C14 A.P. (10.900 años cal A.P.) (Morello et al., 1999). Hay

asociación entre una industria unifacial y fauna moderna (Laming-Emperaire et al., 1972).

Hacia los 9700 años C14 A.P. (11.000 años cal A.P.) se estableció la exploración y la

colonización efectiva de los territorios, correspondiendo al segundo pulso de colonización y

consolidación territorial del Macizo Central (Miotti, 2003).

En resumen, teniendo en cuenta todos los abordajes interdisciplinarios, se puede decir

que la cuenca central de Patagonia presentaba hacia los 11.500-11.000 años C14 A.P.,

condiciones climáticas más húmedas con un aumento en la temperatura (mejor eficiencia

hídrica). La evidencia indica que este sector de la cuenca, podría haber constituido un refugio

apropiado para los primeros pobladores y la fauna con mayores exigencias ecológicas (Miotti,

1996; Miotti et al., 1999; Miotti y Salemme, 2004; Zárate et al., 2000; Borromei, 2003).

Más al sur, en la costa norte del Canal Beagle, los análisis polínicos de Heusser (1994,

1998) en distintas turberas (Ushuaia -Pista de Ski-, Caleta Róbalo, Fig. 1) indicaron climas

fríos durante el Tardiglacial y el YD. Cabe destacar que algunos registros presentaron

partículas de carbón lo cual llevó a pensar a Heusser (2003) que eran producto de fogones

producidos por el hombre. Sin embargo, los fechados más tempranos corresponden al sitio

Imiwaia, fechado entre los 8420 – 8662 años cal A.P. (Piana et al., 2010).

62

Antecedentes

Figura 22. Ubicación de los sitios arqueológicos. (1) Los Toldos, (2) Piedra Museo, (3) El Ceibo, (4) La Martita, (5) Cerro Casa de Piedra, (6) Alero Cárdenas, (7) Chorrillo Malo 2, (8) Cueva del Medio, (9) Cueva Lago Sofía 1, (10) Cueva del Milodon, (11) Cueva Fell, (12) Cueva Palli Aike, (13) Tres Arroyos, (14) Marazzi, (15) Cueva

del Manzano. Imagen obtenida a partir de los modelos de elevación digital del terreno de la Shuttle Radar Topography Mission (SRTM), W100S10.BATHYMETRY.SRTM y W060S10.BATHYMETRY.SRTM y

analizados con el programa GLOBAL MAPPER 10.

3.2.3. Holoceno Temprano

Luego de los 9000 años C14 A.P., entre los 50-52º S, el registro polínico mostró la

expansión del bosque de Nothofagus (Schäbitz, 1991; Franco et al., 2004). El bosque abierto

de Nothofagus en Cerro Frías indica una tendencia a las temperaturas elevadas,

probablemente estacional, y con precipitaciones menores a las actuales (Mancini, 2002;

Franco et al., 2004).

En Piedra Museo, Alero Cárdenas, Los Toldos y La Martita, los especímenes de

arbustos se incrementaron y una estepa arbustiva de Asteraceae subf. Asteroideae se

desarrolló hasta aproximadamente los 7500 años C14 AP (8300 años cal A.P.) (Mancini, 1998;

63

Antecedentes

Páez et al., 1999; Borromei, 2003). Las características de los arbustos sugieren un incremento

de la temperatura relacionado con una menor disponibilidad del agua (Mancini et al., 2008).

En el Lago Cardiel, después de los 9500 años C14 A.P. (10.800 años cal A.P.), los niveles

lacustres inferidos por los estudios de diatomeas y de susceptibilidad magnética demuestran

un nivel de agua profundo, sugiriendo que la humedad efectiva se incrementó hasta los 7700

años C14 A.P. (8500 años cal A.P.) (Bradbury et al., 2001; Gilli et al., 2001; Markgraf et al.,

2003).

En Tierra del Fuego, particularmente en el Lago Fagnano (54.57º S, 67.62º O),

estudios del registro polínico indican que las Gramineae coinciden con el calentamiento y la

baja humedad de la estepa Fuego-Patagónica (Heusser, 2003: 159). En la parte norte de la

isla, en el área de la estepa, las variaciones habrían pasado de una estepa arbustiva a una

estepa herbácea y viceversa, obedeciendo a los cambios de temperatura y precipitación.

En los Andes Fueguinos, la deglaciación dejó como resultado la formación de lagos de

valle. La retracción de los glaciares se dio luego de los 10.000 años C14 A.P. (Coronato,

1994). En general las condiciones paleoambientales durante la deglaciación, se caracterizaron

por el pasaje entre el bosque-estepa al bosque abierto, con una escasa presencia de elementos

arbóreos. Según Heusser (1994), el bosque comenzó a crecer como grupos aislados en la

estepa graminosa pre-existente.

Algunos ambientes periglaciales estuvieron disponibles para la ocupación humana

hacia el 9000 C14 A.P. Ejemplo de esto son los sitios Chorrillo Malo (Lago Argentino) y Casa

de Piedra 7 (Lago Posadas) (Civalero y Franco, 2003; Franco y Borrero, 2003). Se infiere

para este período un mejoramiento climático reflejado en la estepa herbácea en áreas de

Patagonia (Cardich y Miotti, 1983; Miotti, 1989 (1998), 1996; Miotti et al., 1999; Miotti y

Salemme, 1999, 2003; Paunero, 2003; Borromei, 2003). La disminución de la continentalidad

producida por el ascenso del nivel del mar podría coincidir con los ambientes de estepa

herbácea (Miotti, 2010). La formación del Estrecho de Magallanes habría dejado aislada a las

poblaciones de Tierra del Fuego, las cuales formaron parte de aquellas que integraron el

primer pulso poblacional de Patagonia. Los fuertes cambios climáticos también habrían

influenciado en la extinción de la megafauna; sin embargo, éste es un tema que se encuentra

en discusión (Borrero, 2009 y bibliografía allí citada).

3.2.4. Holoceno Medio

El Holoceno medio se extiende de los 7500 (8000 años cal A.P.) a los 3500 años C14

A.P. (3700 años cal A.P.). En este momento habría tenido lugar la Fase de Consolidación

64

Antecedentes

Territorial (Miotti, 1989). Este también fue un tiempo crítico en cuanto se dio una tendencia

hacia la aridización de los ambientes que duró todo el Holoceno (Salemme y Miotti, 2008).

La transgresión marina holocénica (ca. 7000-6000 años C14 A.P.) fue uno de los eventos

paleoclimáticos más importantes de este período, es probable que hayan quedado bajo el agua

varios sitios arqueológicos tempranos pertenecientes a la Fase de Consolidación territorial

(Miotti, 2003; Miotti, 2010).

En los contextos arqueológicos fechados para este período se encontraron elementos

provenientes de ambientes marinos, lo cual se interpretó como una mayor movilidad y

contacto entre distintos grupos humanos, o como un mayor aprovechamiento de los recursos

litorales (Salemme y Miotti, 2008). Además, los estudios de los conjuntos arqueofaunísticos

demuestran que el modo de subsistencia se basó en la caza especializada de guanaco (Lama

guanicoe) complementada con ñandú (Pterocnemia pennata) (Miotti, 1989; Miotti y

Salemme, 2004).

La actividad volcánica también dejó sus huellas en los distintos sitios arqueológicos de

la región (Cardich y Paunero, 1992; Miotti, 1998; Paunero, 2000a, 2003). Los niveles de

ceniza muchas veces sellan eventos ocupacionales, separando las ocupaciones humanas del

Holoceno medio y las del Holoceno tardío (Miotti, 2010).

Movimientos sísmicos o cualquier otro evento catastrófico pudo haber provocado la

caída de los techos en las cuevas y los aleros de la zona (Salemme y Miotti, 2008; Miotti,

2010). Estos desprendimientos también sirven como selladores entre los distintos pulsos de

ocupación humana. Por ejemplo, en AEP-1 se observa un hiatus ocupacional que coincide

con derrumbes de estos abrigos. Dicho hiatus se puede tomar como explicación del abandono,

reorganización y distribución de los grupos en otras áreas, aunque regresando a los lugares

previamente abandonados.

El análisis de los conjuntos líticos pertenecientes a los contextos arqueológicos del

Holoceno medio, muestra la particularidad de tener una mayor frecuencia en los raspadores

(Hermo, 2008). Esto podría estar relacionado con un trabajo más intensivo de los cueros para

la fabricación de toldos y paravientos (Hermo, 2008). La alta movilidad de los grupos es

congruente con la evidencia arqueológica dejada por los cazadores recolectores (Miotti,

2006a; 2008).

En la meseta patagónica, donde está ubicado el sitio Los Toldos y La Martita, las

estepas de gramíneas y arbustos de Asteraceae subf. Asteroideae se desarrollan bajo

condiciones semiáridas y estepas arbustivas con una dominancia de Asteraceae subf.

Asteroideae asociadas con otros arbustos (Ephedra, Nassauvia y Lycium) y Poaceae sugieren

65

Antecedentes

un incremento de la temperatura bajo condiciones áridas (Mancini, 1998; Prieto et al., 2002).

Las condiciones climáticas dominantes para este período parecen haber favorecido el

desarrollo de ambientes que pudieron sustentar una mayor cantidad de población. Los

fechados radiocarbónicos son más abundantes para este período apoyando la hipótesis de

consolidación territorial para este momento (Miotti y Salemme, 1999; Salemme y Miotti

2008).

Para el norte de Tierra del Fuego, como se mencionó anteriormente, la ocupación

humana parece haber comenzado entre los 10.000 y 11.000 años C14 AP, cuando la actual Isla

Grande estaba aún unida al continente. Sin embargo, la evidencia arqueológica en los sectores

más meridionales parece ser más tardía. Información proveniente de concheros localizados en

antiguas líneas de costa del Holoceno medio (Bujalesky, 1998) están fechadas entre los 5400

años C14 A.P (6100 años cal A.P.) y 3700 años C14 A.P. (4000 años cal A.P.) (Salemme y

Bujalesky, 2000).

Para la zona del Canal Beagle, las ocupaciones más tempranas están representadas, por

el momento, en los sitios de Túnel I (6680 ± 210 años C14A.P.; 7562 ± 190 años cal A.P;

Orquera y Piana, 1999b) e Imiwaia I (7840 ± 50 años C14 A.P.; 8650 ± 67 años cal A.P.;

Orquera y Piana, 2009). El ambiente para este momento se caracterizaba por bosques

reducidos de Nothofagus, con lo cual, la caza de la fauna terrestre habría sido posible. Luego

de unos miles de años, los grupos que habitaron las costas del canal, se habrían vuelto

especializados en la caza de mamíferos marinos (como los lobos marinos, Arctocephalus

australis y Otaria flavescens), en la pesca y en la recolección de moluscos. Estos primeros

grupos cazadores del mar utilizaron canoas para llegar a los sectores periféricos del Canal

Beagle. Dentro de las islas a las cuales arribaron se encuentra la Isla de los Estados. Allí se

registraron distintos sitios en superficie y un sitio en estratigrafía (Horwitz, 1990). Los

fechados radiocarbónicos disponibles para Isla de los Estados son asignables al Holoceno

Tardío.

3.2.5. Holoceno Tardío

El Holoceno tardío comprende los últimos 3500 años C14A.P. (3700 años cal A.P.) y

es durante este tiempo cuando la Patagonia comienza a presentar su configuración

medioambiental actual. Los avances de los glaciares estuvieron confinados a los valles altos

de las montañas, desencadenando episodios fríos pero con una moderada influencia en los

grupos humanos.

66

Antecedentes

Como telón de fondo, las condiciones climáticas fueron variables a lo largo del

Holoceno tardío. A los 50º S, los altos niveles de Nothofagus, con escaso desarrollo de

vegetación herbácea y junto con taxa arbustiva sugieren el desarrollo del bosque; además, de

una alta humedad efectiva relacionada con alta precipitación y temperaturas bajas antes de los

3000 años C14 A.P. (Mancini et al., 2008). Luego de los 3000 años C14 A.P., a partir de un

estudio multiproxy realizado en el Lago Cardiel (Markgraf et al., 2003), los bajos niveles

polínicos de Schinus (actualmente se encuentra en lugares cercanos a cursos de agua) y las

altas frecuencias de especies arbustivas sugieren un incremento de la aridez a escala regional

y bajos niveles de agua en el lago, sugerido por la frecuencia de algas verdes. Por otro lado,

los registros multiproxy de Laguna Potrok Aike y Laguna Azul, sugieren frecuentes

fluctuaciones entre húmedo-seco entre los siglos V y XI de nuestra era. Un período seco entre

los siglos XV y XIII (denominado “Anomalía climática medieval”) y condiciones más

húmedas y frías entre los siglos XV y XIX (la llamada “Pequeña Edad de Hielo”) (Schäbitz et

al., 2003; Zolitschka et al., 2004; Haberzettl et al., 2005).

Para Tierra del Fuego, las fluctuaciones climáticas están registradas para los últimos

1400 años que se corresponden con el Período Cálido Medieval, aunque el período

correspondiente a la Pequeña Edad de Hielo es menos claro (Mauquoy et al., 2004). Los

cambios en la precipitación fueron inferidos por los análisis multiproxy de una turbera en el

valle de Andorra, en las cercanías de Ushuaia. Condiciones húmedas se estimaron para ca.

1800-1930 años A.D. y entre los años 1030 y 1100 A.D. Condiciones áridas y cálidas con

períodos de baja disponibilidad de agua ocurrieron entre los años 960-1020 A.D.

La variabilidad arqueológica de los sitios pertenecientes al Holoceno Tardío se ajusta a

un profundo conocimiento de los ambientes y de los recursos de la zona y, además, denotan

una sólida conexión entre las redes sociales (Salemme y Miotti, 2008). La mayoría de las

áreas estuvieron ocupadas debido a la nueva disponibilidad de ambientes que impulsaron a los

grupos humanos a habitarlos y también a causa de las presiones demográficas (Salemme y

Miotti, 2008).

La movilidad sigue siendo amplia, con procesos de extensificación en algunos lugares

e intensificación y diversificación en otros (Miotti, 2011 en prensa). Esto estaría bien en línea,

con una ampliación de las redes sociales con los correspondientes desplazamientos logísticos

o familiares a largas distancias y permanencias de bases residenciales más concentradas. Para

el Canal Beagle, por ejemplo, los resultados alcanzados por Zangrando (2009) constataron

que el uso humano del espacio y sus recursos variaron a través del tiempo y marcaron la

existencia de diferentes formas de interacción dentro del proceso de poblamiento humano.

67

Antecedentes

Algunos sectores cumplirían roles logísticos mientras que otros serían los lugares de

residencia, como lo habrían sido los sectores de las cuencas bajas esteparias (Goñi et al.,

2004) en Patagonia continental. Los lugares biogeográficos marginales o aquellos que fueron

inexplorados, podrían ser considerados sitios sagrados. Estos lugares presentan un registro

arqueológico que es distinto al que se encuentra en lugares de uso cotidiano (Miotti, 2006b).

Un ejemplo de esto podrían ser los “chenques” que se encontraron en determinados lugares

del espacio (como en el sector de cuencas bajas del Lago Salitroso; Goñi y Barrientos, 2000).

La Anomalía Climática Medieval, puede haber sido una causa importante en la concentración de

campamentos base en el Lago Salitroso (Goñi, 2000). También esos “chenques” podrían haber

funcionado como “demarcadores territoriales”, ya que en la meseta se ubican en los bordes de las

mesetas altas, con amplias dominancias visuales, en donde sólo se darían como lugares de tránsito

(Miotti, 2006a).

Otra línea de evidencia para apoyar la movilidad restringida de los grupos son las

pinturas rupestres que se encuentran en los distintos afloramientos rocosos de la región (por

ejemplo, bardas) y en las paredes de cuevas y aleros. El arte rupestre, además, confirma la

complejidad y regionalización de los estilos de las imágenes y los artefactos (Carden 2008;

Carden et al., 2009; Belardi y Goñi, 2006; Miotti et al., 2007a).

3.3. Antecedentes sobre estudios diatomológicos en Patagonia

Los estudios sobre diatomeas en toda la región austral del continente americano fueron

llevados a cabo durante la primera mitad del siglo XX. Los primeros en realizar estos estudios

fueron Joaquín Frenguelli (1924) y Dino Cappanninni (1955), quienes hicieron un análisis

microscópico de las muestras correspondientes a los perfiles de la turbera del Río La Misión

(53º 30´S; 67º 50º O), en Río Grande, Tierra del Fuego. Dichos perfiles correspondían a las

investigaciones que llevaba adelante entonces el geógrafo finlandés Vaïno Auer. El análisis de

estas muestras se realizó siguiendo el novedoso criterio de utilización de las diatomeas,

creado por J. Frenguelli para la interpretación genética de los sedimentos (Capanninni, 1955).

El trabajo sobre el análisis de diatomeas de J. Frenguelli (1924) fue pionero en Argentina.

Este autor escribió más de 50 trabajos sobre diatomeas continentales y marinas de diferentes

lugares del país, describiendo y dibujando más de mil taxones diferentes (Espinosa, 2008). El

trabajo de Frenguelli se considera como un trabajo de referencia para el análisis de diatomeas

en estudios estratigráficos. En Tierra del Fuego se pueden citar los estudios de M. Espinosa

(en Bujalesky et al., 1997), sobre sedimentos glaciolacustres del Pleistoceno medio en el Lago

68

Antecedentes

Fagnano y los de Recasens (2008, 2011) para el mismo lago y los de Borromei et al. (2010)

en la turbera Las Cotorras. Finalmente, se hicieron análisis de diatomeas, por parte de la

autora y en el marco de la presente tesis, en Isla de los Estados (Fernández, 2007; Fernández

et al., 2009; Unkel et al., 2010).

Los estudios de diatomeas utilizados como proxy para caracterizar los paleoambientes,

y como complemento de otros indicadores (polen, fitolitos, ostrácodos, etc.) se realizaron en

determinados lugares de Patagonia (Fig. 22), tanto en sedimentos lacustres (Tabla 6) como en

sitios costeros o estuarinos (Tabla 7). En Patagonia norte se pueden citar los trabajos de

Markgraf et al. (1986) en Bajada del Rahue (Prov. de Neuquén), Bradbury et al. (2001) en

Laguna Cari Laufquen, de Acevedo et al. (1995) en Laguna Los Juncos ambos en la Prov. de

Río Negro; Frenguelli (1938), Isla y Espinosa (2005) en el Arroyo Jabalí, Bahía San Blas (sur

de la Provincia de Buenos Aires). En Patagonia central puede mencionarse el trabajo de

Frenguelli (1939a) en Rada Tilly, Golfo San Jorge (Provincia de Chubut). En Patagonia sur,

deben citarse los estudios de Markgraf et al. (2003) en el Lago Cardiel, Haberzettl et al.

(2005) en Potrok Aike, May et al. (2005) en Laguna Azul, Maidana y Corbella (1997) en el

Maar de Magallanes, Fey et al. (2009) en Laguna Las Vizcachas, todos éstos en la Provincia

de Santa Cruz. Los estudios de McCulloch y Davies (2001) en Puerto del Hambre (en las

cercanías de Punta Arenas, costa norte del Estrecho de Magallanes, sur de Chile), y los de

Markgraf (1993) en La Misión (Río Grande, Provincia de Tierra del Fuego). En este último

caso, cabe aclarar que los estudios de diatomeas ya los había realizado Frenguelli (1924),

como se dijo anteriormente, pero se sumaron a este trabajo los estudios de polen y ostrácodos

para dar cuenta de la historia del nivel del mar.

Los análisis diatomológicos realizados por Martínez Maquiavello (1984) en la

Formación Collón Curá (Provincia de Río Negro) en depósitos diatomíticos correspondientes

al Terciario tardío, dieron como resultado ambientes continentales acompañados de

importantes cambios climáticos. Este autor también investigó una secuencia que se extiende

desde el Mioceno tardío al Plioceno temprano en el Gran Bajo del Gualicho (Provincia de Río

Negro). Los taxones encontrados fueron interpretados como de ambientes marinos con

influencia costera.

Hasta aquí se han expuesto los únicos estudios de secuencias lacustres y costeras con

objetivos paleoambientales. Sin embargo, y en el marco de esta tesis, corresponde mencionar

aquellos sitios arqueológicos en los cuales existe algún antecedente de estudios

diatomológicos, con la finalidad de caracterizar al ambiente a escala local. En Patagonia

central, la autora presente ha realizado observaciones diatomológicas en Cueva Maripe

69

Antecedentes

(Fernández y Salemme, 2012), Localidad La Primavera (Fig. 22). En la Provincia de Buenos

Aires, los sitios Nutria Mansa (Bonomo et al., 2009) y Paso Otero 5 (Gutiérrez et al., 2010)

cuentan con estudios diatomológicos.

Registros lacustres

Localidades

Fechado

Tipo de muestra Proxy estudiado Referencia

Collón Curá, Prov. de Rio Negro

- Depósito diatomítico Diatomeas Martinez

Maquiavelo, 1984

Lago Fagnano, Prov. Tierra del Fuego

39.560 ± 3980 C14 A.P. Sedimento lacustre Diatomeas Bujalesky et al.,

1994, 1997.

Bajada de Rahue, Prov. de Neuquén

33.500 y 27.900 C14 A.P.

Sedimento Diatomeas y polen Markgraf et al., 1986

Maar Magallanes, Prov. Santa Cruz

31.560 ± 480 C14 A.P. Sedimento lacustre Diatomeas Maidana y Corbella,

1997

Laguna Cari Laufquen, Prov. de Rio Negro

18.400 y 13.000 C14 A.P. Sedimento Diatomeas y

Ostrácodos Bradbury et al., 2001

Lago Cardiel, Prov. Santa Cruz

1.630 ± 40 C14 A.P. 10.230 ± 65 C14 A.P. Sedimento

Ostrácodos, polen, algas verdes, diatomeas e isótopos estables

Markgraf et al., 2003

Laguna Las Vizcachas, Prov. Santa Cruz

1695 ± 30 C14 A.P. Sedimento Diatomeas y geoquímica Fey et al., 2009

Laguna Potrok Aike, Prov. Santa Cruz

400-1940 AD Sedimento Diatomeas, polen y geoquímica

Habertzettt et al., 2005

Laguna Azul, Prov. Santa Cruz

Presente-1900 AD Sedimento Diatomeas, polen y geoquímica May et al., 2005

Las Cotorras, Prov. Tierra del Fuego

8000-300 cal A.P. Turba Diatomeas y polen Borromei et al., 2010

Isla de los Estados, Prov. Tierra del Fuego

16.000-1500 cal A.P. Sedimento Diatomeas, polen y geoquímica

John, 1980; Unkel et al., 2008; Ponce, 2009; Ponce et al., 2011; Fernández et al., 2011

Laguna Los Juncos, Prov. Rio Negro

Presente Agua Diatomeas actuales Acevedo et al., 1995

Tabla 6. Sitios de la Patagonia en los que se han realizado estudios paleoambientales a partir de registros

lacustres.

70

Antecedentes

Ambientes costeros-marinos

Localidades Fechado C14 A.P. Tipo de muestra Proxy estudiado Referencias Gran Bajo del Gualicho, Prov. Río Negro

- Sedimento Diatomeas Martinez Maquiavelo, 1984

Rada Tilly, Prov. Chubut

- Sedimento Diatomeas Frenguelli, 1939a

La Misión, Prov. Tierra del Fuego 8000 a 1000 Turba Diatomeas y polen

Frenguelli, 1923, 1924, 1951; Markgraf, 1993.

Puerto del Hambre, Estrecho de Magallanes (Chile)

14.500 a 3970 Sedimento Diatomeas y polen McCulloch y Davies, 2001

Cuenca Argentina 12.000 Sedimento marino

Diatomeas y microfósiles de plantas

Groot et al., 1965

Arroyo Jabalí, Prov. Buenos Aires 4310 ± 40 Sedimento

superficial Diatomeas Frenguelli, 1938; Isla y Espinosa, 2005

Tabla 7: Sitios de la Patagonia en los que se realizaron estudios paleoambientales a partir de ambientes costeros-

marinos.

Además, en la bibliografía se pueden encontrar descripciones de floras diatomológicas

actuales de la Provincia de Santa Cruz en los trabajos de Luchini (1975, 1976), Maidana

(1999), Maidana y Round (1999), Maidana et al. (2005), Messyasz et al. (2007), Kastner et al

(2010). En cuanto a las diatomeas del Cuaternario se destacan los trabajos de Krasske (1949)

y Maidana y Corbella (1997). Para Tierra del Fuego, los listados florísticos a mencionar son

los de Frenguelli (1924), Cleve-Euler (1948), y Mataloni (1994). También existen algunas

publicaciones de grupos taxonómicos aislados en Maidana (2000) y Guerrero et al. (2001).

Para la región Antártica se encuentran los trabajos de Håkansson y Jones (1994), Jones

(1996), Van de Vijver y Beyens (1997), Kawecka et al. (1998), Chipeu y Temniskova-

Topalova (1999). También deben citarse los trabajos sobre estudios diatomológicos actuales

en Neuquén (Maidana y Diaz Villanueva, 2001) y en los Andes (Villanueva, 2006).

3.4. Antecedentes de estudios diatomológicos en la investigación arqueológica

Los análisis de diatomeas, en su gran mayoría, han sido estudios meramente

secundarios hasta el presente, dentro de los informes arqueológicos de Argentina (Battarbee,

1988; Nuñez et al., 1994; Fernández y Maidana, 2008). En los últimos años los estudios de

diatomeas se han incrementado y se siguen utilizando para dar cuenta del ambiente natural

dominante en el pasado a escala local en los sitios arqueológicos (Morales, 2004). Las

71

Antecedentes

diatomeas se usan como indicadoras de fuentes de arcillas para cerámica (Battarbee 1988),

para evaluar su contenido en los sedimentos arqueológicos ya que pueden dar cuenta de la

formación del registro arqueológico (Kligman, 2003) y por último, para hacer

reconstrucciones ambientales a escala regional (Grana y Morales, 2005; Grana, 2007;

Morales, 2012).

La tradición más fuerte en los estudios diatomológicos comenzó en Escandinavia,

donde hay una sólida colaboración entre diatomólogos, geólogos cuaternaristas y arqueólogos

(véase, por ejemplo: Florin, 1948; Foged, 1978, 1985; Alhonen et al., 1980). En América y

África se han hecho estudios sobre la comprensión del cambio hidrológico y climático basado

en diatomeas (Richarson, 1968; Richarson y Richarson, 1972; Gasse y Street, 1978; Bradbury

et al., 1981).

3.4.1. Artefactos arqueológicos

La aplicación más directa del análisis diatomológico en los materiales arqueológicos

se materializa en la cerámica, fundamentalmente, con la finalidad de evaluar fuentes de arcilla

o proveniencia de las piezas terminadas y para estudiar su tipología (Jansma, 1990). Las

valvas de diatomeas pueden resistir bajas temperaturas en la cocción de la cerámica

prehistórica (Juggins y Cameron, 2010). Sin embargo, el problema radica en que muchas

veces la conservación de las valvas no es completa, la frecuencia es baja y algunas se

encuentran degradadas, convirtiendo a la identificación taxonómica en una tarea engorrosa

(Håkansson y Hulthén, 1986). No obstante, el análisis diatomológico puede ser de gran ayuda

para hacer las correspondientes interpretaciones arqueológicas sobre tipología y tecnología

(Alhonen et al., 1980), y sobre la distancia entre las fuentes de arcilla y los sitios

arqueológicos (Sola y Morales, 2007; Kligman y Calderari, 2011).

3.4.2. Análisis de sedimentos arqueológicos

Los arqueólogos tomamos como información principal aquella que obtenemos de las

excavaciones arqueológicas: estratigrafía, contexto de depositación de los materiales, tipo de

sedimentos, etc. Los sedimentos de un sitio pueden contener diatomeas y éstas nos pueden

orientar acerca de cuáles eran las condiciones predominantes en el momento de su

depositación. Sin embargo, el material puede ser retrabajado o redepositado (Miller et al,

1979; Fernández y Salemme, 2012), alterando la conservación de las diatomeas.

Las diatomeas salobres o marinas nos pueden ayudar a identificar fluctuaciones en las

líneas de costas, por ejemplo, en sitios que se encuentran en las márgenes de ríos o mares.

72

Antecedentes

Además, es posible establecer los momentos de inundación de acuerdo a la frecuencia de

especies de diatomeas de ambientes salobres que contengan los sedimentos. Estos momentos

pueden estar relacionados, por ejemplo, con períodos de abandono del sitio (Jansma, 1981).

Se deben tener en cuenta los problemas que la preservación impone a la taxonomía, ya

que en algunos tipos de sedimentos los taxones generalmente se rompen y se disuelven

parcialmente causando una importante dificultad en cuanto a la identificación. En algunos

casos las valvas de diatomeas pueden estar perfectamente conservadas y en otros, se pueden

encontrar muy fragmentadas o disueltas. Las causas de las fracturas de las valvas pueden ser

variados: procesos mecánicos (depósitos de arena), procesos biológicos asociados con

invertebrados (Battarbee, 1988) y procesos químicos como la disolución. No obstante,

algunas fracturas pueden ser producto del proceso mismo de centrifugado, durante la

preparación para hacer las muestras permanentes.

3.4.3. Reconstrucción paleoambiental a escala local: sitio

El análisis de diatomeas en arqueología se aplica para realizar reconstrucciones

paleoambientales. Esto se debe a que el conocimiento del ambiente local del sitio es

primordial para comprender los aspectos o características de su ocupación. En sitios costeros

se dispone de los trabajos de Håkansson (1988) y Núñez y Paabo (1990), entre otros. En sitios

del interior continental están los trabajos de Caran et al. (1996), Castledine et al. (1988),

Robbins et al. (1996), Morales (2004, 2012), Grana y Morales (2007), Bonomo et al. (2009);

Gutierrez et al. (2011) y Fernández y Salemme (2012). En líneas generales, los sitios en los

que hubo más colaboración entre arqueólogos y diatomólogos fueron en aquellos localizados

en estuarios o cerca de ríos o de mares para evaluar las fluctuaciones en la línea de costa

(Battarbee et al., 1985; Miller y Robertson, 1981; Wilkinson et al., 1988; Wilkinson y

Murphy, 1995) o también para evaluar la calidad de agua de los ríos y la influencia de la

marea en áreas urbanas (Milne et al., 1983; Jones y Watson, 1987; Juggins, 1992).

3.4.4. Reconstrucciones paleoambientales a escala regional

Las reconstrucciones paleoambientales a escala regional de un sitio arqueológico son

importantes ya que las condiciones ambientales del pasado podrían haber afectado de manera

directa su localización. Contar con información paleoambiental nos ayuda a entender y a

observar al ambiente circundante como una fuente de recursos tales como fauna, flora, agua,

materiales líticos, entre otros. En aquellos lugares en donde existen secuencias sedimentarias

en ambientes costeros o en ambientes acuáticos continentales, el análisis de diatomeas ofrece,

73

Antecedentes

de manera potencial, la integración de la evidencia arqueológica del sitio (“on-site”) con la

reconstrucción paleoambiental extra sitio (“off –site”) (Juggins y Cameron, 2010).

El análisis de diatomeas de cuencas de agua dulce o salada también puede dar un buen

marco de referencia para la investigación arqueológica, ya que permitirá conocer mejor la

paleohidrología, el paleoambiente y el paleoclima de la región en donde se encuentran,

justamente, los sitios arqueológicos. Como antecedente, un ejemplo excelente sobre el estudio

de diatomeas integrando otros análisis paleoecológicos dentro de la investigación

arqueológica de alcance regional, se da en América del Norte al sur de las altas llanuras. En

esa zona, la abundante cantidad de yacimientos arqueológicos se encuentra intercalada con

depósitos aluviales, lacustres y eólicos (Holliday, 1985). Una primera aproximación fueron

los estudios de diatomeas en los sitios para reconstruir los ambientes depositacionales locales,

incluyendo al sitio paleoindio Clovis sobre Blackwater Draw (Lohman, 1935; Patrick, 1938).

Posteriormente, Winsborough (1995) extendió los estudios de diatomeas a otros sitios con el

objetivo de integrarlos en un marco paleoambiental regional. Los resultados indicaron que la

evolución de los canales donde estaban localizados los sitios había sido la misma en todos los

casos: primero, un ambiente aluvial en el Pleistoceno tardío, luego, un ambiente lacustre y

pantanoso en el Holoceno temprano y por último, un ambiente dominado por sedimentación

eólica en el Holoceno medio. Estos cambios fueron simultáneos en todos los sitios, lo cual

indica un control climático regional, aunque pudo haber momentos de variabilidad ambiental

a nivel local o regional.

Además, el estudio de diatomeas sirve para la localización de cuerpos de agua

vinculados con los sitios arqueológicos (Barthust et al., 2010; Metzer y Collins, 1987).

En la actualidad, cada vez más se están integrando los análisis de diatomeas a los

contextos de investigación arqueológica. Los ejemplos mencionados dan cuenta de la

importancia de estos estudios como una herramienta para incluir en las interpretaciones

arqueológicas. La colaboración entre diatomólogos y arqueólogos es primordial si se tiene

como objetivo crear nuevas metodologías que den cuenta de los problemas de preservación,

tafonomía e interpretación planteados por el material arqueológico.

74

Materiales y Metodología

CAPÍTULO 4

MATERIALES Y METODOLOGIA

4.1. Muestreo en el campo

Las muestras que se estudiaron para esta tesis se obtuvieron en dos áreas diferentes, la

Isla de los Estados (54.5º S; 64º O), al sureste de Tierra del Fuego y en la Meseta Central del

Deseado (entre 47º 30´53´´ y 48º 6´43´´ S y 67º 36´59´´ O y 69º 10´ 2´´ O).

En Isla de los Estados, los testigos fueron extraídos por la expedición sueco-argentina

realizada en el año 2005 (Pianzola, 2006; Björck et al. 2007) (Tabla 8).

• Testigo Laguna Cascada (Isla de los Estados, 54º45´51.3´´ S, 64º20´20.7´´ O; ca. 10 m

s.n.m. (Fig. 23). Se obtuvieron 523 cm de sedimento de la turbera que rodea a la laguna

(Fig. 11 A). Se utilizó un muestreador de tipo ruso de 7,5 cm de diámetro y un largo de

cámara de 1 m. La superposición en cada una de las secciones individuales fue de 20

cm. El submuestreo se realizó cada 2-3 cm, aunque también se tuvieron en cuenta los

cambios de coloración del sedimento. Las unidades superiores (18, 19 y 20) del testigo,

aquellas correspondientes a la turba, no fueron consideradas para el análisis

diatomológico, ya que el estudio se focalizó en los sedimentos de origen lacustre, los

cuales comprendían a la transición Pleistoceno-Holoceno hasta el Holoceno tardío. En

total, para el análisis de diatomeas, se obtuvieron 114 submuestras.

• Testigo Turbera Lago Galvarne (Isla de los Estados, 54º 44´16.7´´ S; 64º 19´37.9´´ O;

ca. 2 m s.n.m. (Fig. 24). El muestreo se realizó en la turbera de Astelia próxima al Lago

Lovisato (Figs. 9 y 11) con un muestreador de tipo ruso de 5 cm de diámetro con un

largo de cámara de 1 m. Este testigo fue el más largo, ya que se obtuvieron 745 cm de

sedimento. La superposición, en cada una de las secciones individuales fue de 20 cm.

En total se obtuvieron 65 submuestras en el tramo que va de 232 a 448 cm.

75

Materiales y Metodología

Figura 23: Distintas secciones del testigo Laguna Cascada (Isla de los Estados). A y B- Parte del

testigo donde se observa la discordancia erosiva, nótese en la foto B el nivel de detritos. C- Sucesión de diversas coloraciones de gyttja. En una de las unidades se destaca el nivel de ceniza de coloración

verdosa. D- Parte más profunda del testigo. Nótense las arcillas glacilacustres de coloración gris y luego el cambio hacia una composición más orgánica del testigo.

Figura 24. Distintas secciones del testigo turbera lago Galvarne (Isla de los Estados). A-Uno de los

tramos constituido principalmente por gyttja. B- Parte del testigo en el cual se ven los niveles de arena intercalados con los niveles orgánicos de gyttja.

76

Materiales y Metodología

Isla de los Estados (Tierra del Fuego)

Lugar Posición Tipo de material

Temperatura (ºC)

Fecha (d/m/año)

y Hora (hs)

Observaciones Total de muestras

Laguna Cascada

54º45´ 51.3´´ S 64º 20´20.7´´ O Sedimento - -

Testigo extraído por la expedición Sueco-Argentina

114

Turbera Lago

Galvarne

54º 44´ 16.6´´ S 64º 19´ 37.9´´ O Sedimento - -

Testigo extraído por la expedición Sueco-Argentina

65

Tabla 8: Detalle de las muestras tomadas en Isla de los Estados.

Por otro lado, en la Meseta Central del Deseado se obtuvieron tanto muestras de

sedimento superficial como de agua (Tabla 9). Las muestras de agua fueron colectadas en

botellas de PVC de 500 cm3. A todas se les agregó una solución de formol (4%), para fijar el

material biológico. Al realizar el muestreo se midió la temperatura de los cuerpos de agua. No

pudieron medirse in situ otros parámetros, como conductividad y pH, ya que no se contaba

con los equipos necesarios al momento de la salida de campo.

Cada sitio presentaba particularidades diferentes, por lo que los muestreos tuvieron

que adecuarse a cada lugar y circunstancia.

• Paleolago de Piedra Museo (47º 53´ 42´´S; 67º 52´04´´ O; 85 m s.n.m.). La extracción

de las muestras se realizó con un barreno helicoidal Eijkelkamp para suelos duros (ar.

No.: 04.02.SB) (Fig. 25). El espesor muestreado fue de 1 m, con un intervalo de

muestreo de 10 cm. Dada la naturaleza de los sedimentos y las dificultades

encontradas durante el muestreo, se decidió tomar intervalos de 10 cm para realizar el

análisis exploratorio del contenido de diatomeas en el depósito. Esta etapa exploratoria

fue destinada a identificar si efectivamente se encontraban diatomeas en los

sedimentos del paleolago, descripto oportunamente en los trabajos de Miotti (1989,

1992, 1995; Miotti et al., 1999, 2003; Miotti y Salemme, 2005), y establecer por

medio de este proxy la presencia de agua dulce en el pasado e inferir sus

características ambientales. Esta es la razón por la cual se procesaron solamente unas

pocas muestras con carácter exploratorio y los datos obtenidos a partir de los análisis

de diatomeas encontradas poseen un carácter exclusivamente informativo, siendo las

inferencias a las cuales se ha arribado sólo tentativas. Para tener control de la cantidad

de sedimento estudiado, se pesaron los tubos vacíos, sin el sedimento, y

posteriormente, con el material a estudiar; la diferencia entre ambos pesos obtenido es

la cantidad total de sedimento procesado químicamente para el análisis.

77

Materiales y Metodología

• Cueva Maripe (47° 51´05” S; 68° 56´03´´ O; 560 m s.n.m.). Se tomaron muestras de la

cuadrícula D5 (perfil E, cámara norte), de la cuadrícula A11 (perfil SE, cámara sur)

(Fig. 26) y una muestra del fondo de la cueva (cámara sur), donde hay una filtración de

agua y mayor humedad (Fig. 26 C). El muestreo en las cuadrículas se realizó

directamente en los perfiles expuestos. En el caso de la muestra del fondo de la cueva se

tomó el sedimento superficial.

• Cárcava ubicada a 3 km aguas arriba del mallín que pasa por delante de la Cueva

Maripe. El perfil tiene unos 1,60 m de espesor. Se obtuvieron 5 muestras (Fig 26 B y

Tabla 9) de 2 cm de espesor.

• Laguna Bonete (47º 39´50.7´´ S; 68º 42´22.9´´ O; 50 m s.n.m.). Se tomó una muestra de

sedimento a los 15 cm del sedimento superficial del fondo del lago (Fig. 27). El espesor

de la muestra fue de 2 cm.

• Barranca, cauce de arroyo seco (47º 48´40.4´´ S; 67º 50´04.7´´ O; 15 m s.n.m). (Fig. 28).

Allí se realizó un pozo de 50 cm del cual se tomaron 3 muestras de sedimento a distintas

profundidades. Las muestras tuvieron un espesor de 2 cm.

Muestras de agua (6 en total):

• De dos manantiales activos frente al sitio Piedra Museo (47º 53´49.2´´ S; 67º 51´45.3´´

O), (Fig. 29 A y H).

• Charca en el sitio La Playita (47º 51´31.7´´ S; 68º 57´ 22.1´´ O; 620 m s.n.m.) (Fig. 29

F).

• Charca cerca del casco de la Estancia La Primavera (47º 51´24.1´´ S; 68º 58´17.8´´ O;

657 m m.s.n.m.) (Fig. 29 E).

• Charca en La Quinta, ubicada a unos metros al suroeste de la Cueva Maripe (47º

51´08.6´´ S, 68º 56´14.2´´ O; 565 m s.n.m.) (Fig. 27 G).

• Aguada activa enfrente de la Cueva Maripe (47º 50´56.6´´ S, 68º 56´02.4´´O, 556 m

s.n.m.) (Fig. 29 B y C).

78

Materiales y Metodología

Figura 25. Muestreo en el paleolago de Piedra Museo. A- Vista del Alero AEP-1 desde el paleolago. B-

Perforación del primer metro con el barreno helicoidal. (Fotos: J. Rabassa, 2011).

Meseta Central (Santa Cruz)

Lugar Posición Tipo de material

Temperatura (ºC)

Fecha (d/m/año)

y Hora (hs)

Observaciones Total de muestras

Cueva Maripe

47º 51´05´´ S 68º 56´03´´ O Sedimento - - Cuadrículas D5 y A11 12 (D5)

3 (A11)

Cárcava 47º 51´25.8´´ S 68º 57´08.3´´ O Sedimento - - La altura de la cárcava

es de 1,6 m 5

Paleolago de Piedra Museo

47º 53´ 52.1´´ S 67º 51´ 42.5´´ O Sedimento - - Muestras del primer

metro del paleolago. 10

Laguna Bonete

47º 39´ 50.7´´ S 68º 42´ 22.9´´ O Sedimento - - Sedimento superficial

de la laguna seca. 1

Barranca cauce de arroyo

47º 48´40.4´´ S 67º 50´ 04.7´´ O Sedimento - -

Se muestreó el perfil a distintas

profundidades. 3

Manantial I 47º 53´49.2´´ S 67º 51´45.3´´ O Agua 28º-30º 6-1-08;

11:00 1

Manantial II 47º 53´50.3´´ S 67º 51´46.1´´ O Agua 28º 6-1-08;

11:20

Manantiales activos frente al sitio AEP-1

1

Charca La Playita

47º 51´ 31.7´´ S 68º 57´22.1´´ O Agua 20º 8-1-08;

16:00 Charca cercana al sitio

homonimo. 1

Charca La Quinta

47º 51´ 08.6´´ S 68º 56´14.2´´ O Agua 9º 15-2-10;

09:00

Charca con mucha vegetación y materia

orgánica 1

Charca Ea. La

Primavera

47º 51´ 23.6´´ S 68º 58´23.3´´ O Agua 20º-22º 8-1-08;

17:00

Agua cristalina. Presencia de larvas de rana. Vegetación de pastos muy verdes

1

Aguada 47º 50´ 56.6´´ S 68º 56´ 02.4´´ O Agua 11º 16-2-10;

14:30

Se abrió la aguada para poder realizar el

muestreo 1

Tabla 9: Detalle de las muestras de sedimento y de agua provenientes de la Meseta Central.

79

Materiales y Metodología

Figura 26: Muestras de sedimento en la zona del Cañadón La Primavera. A- Muestreo detallado del perfil Este

de la cuadrícula D5 de Cueva Maripe. B- Cárcava ubicada a 3 km aguas arriba del mallín principal que pasa por Cueva Maripe. C- Fondo de la C. Maripe. Sector donde se produce la percolación de agua. D- Perfil SE de la

cuadrícula A11 de C. Maripe. La mancha que aparece en el perfil, es producto del goteo de las paredes superiores de la cueva, coincide con la línea de goteo. E- Cuadrícula A11. Detalle de los niveles a los que se

tomaron las muestras.

80

Materiales y Metodología

Figura 27: Laguna de Bonete, una de las lagunas temporarias de la zona de Aguada del Cuero. A- Vista general

de la laguna. Hacia el fondo del paisaje se ven las bardas de basalto con grabados (Carden, 2008; Magnin, 2010). B- Detalle de la muestra extraía en la superficie de la laguna seca. (Fotos: M. Fernández, 2008).

Figura 28. A-Barranca, cauce de un arroyo temporario, ubicado camino a la Localidad Piedra Museo. B-Pozo de

muestreo situado en el cauce del arroyo temporario.

81

Materiales y Metodología

Figura 29: Sitios de los cuales se tomaron muestras de agua para estudiar el contenido de diatomeas. A- Charca

enfrente del sitio arqueológico AEP-1 en la Localidad de Piedra Museo. B y C- Aguada ubicada enfrente del sitio arqueológico Cueva Maripe. D- Charca en zona de la Localidad La Primavera. E- Charca ubicada cerca del

casco principal de la Ea. La Primavera. F- La Playita 1, en la Localidad de La Primavera. G- La Quinta, sitio arqueológico ubicado a 150 mtrs aguas arriba de Cueva Maripe. H- Manantial activo frente al sitio AEP-1. Este manantial fue destapado en el año 1995 porque había quedado cubierto por cenizas provenientes de la erupción

del volcán Hudson de 1992.

82

Materiales y Metodología

4.2. Técnicas de laboratorio

Las muestras de sedimento para el análisis de diatomeas fueron tomadas cada 2-3 cm

del testigo de Laguna Cascada (LC), el cual fue procesado completamente en los laboratorios

del Departamento de Geología del Cuaternario (Geocentrum) de la Universidad de Lund y del

Departamento de Geología de la Universidad de Estocolmo (ambos en Suecia) (Fig. 30). Las

114 submuestras obtenidas fueron tratadas primeramente con HCl a 10 vol. para disolver los

carbonatos; luego lavadas y calentadas con agua oxigenada H2O2 a 30 vol., a unos 80-90º C

por 2-4 horas hasta que todo el material orgánico fue removido. Posteriormente, las muestras

fueron puestas en vasos de precipitado de 100 ml con agua destilada por 2 horas para que el

material decante; esto fue repetido hasta que el agua estuvo transparente (Battarbee et al.,

2001). Las muestras con alto contenido de arcillas fueron lavadas repetidamente mezclando el

material con agua destilada (suspensión y dispersión). El sobrenadante fue descartado luego

de dos horas. Con la muestra limpia, se realizaron diluciones de 1:10 ml, para facilitar el

conteo de valvas. Una alícuota de la muestra (0.25 ml) se colocó en los cubreobjetos y se dejó

secar a temperatura ambiente. Por último, para hacer los preparados permanentes se los montó

en Naphrax ®.

El testigo de Lago Galvarne fue submuestreado cada 2-3 cm (65 muestras) en el sector

donde había evidencia de estar representada la transgresión marina (niveles arenosos de

posible origen marino) (Fig. 31).

Las 10 muestras del paleolago ubicado enfrente del sitio arqueológico AEP-1 (Piedra

Museo) fueron procesadas siguiendo la metodología anteriormente descripta pero, además, se

realizó un tratamiento adicional con pirofosfato de sodio para eliminar el exceso de arcillas

(Bates et al., 1978) (Fig. 32). Las muestras fueron dejadas en baños de inmersión en el

Lavador Ultrasónico durante 20 minutos. Luego, considerando que la cantidad de arcillas

seguía imposibilitando la observación y el conteo de las valvas, se decidió hacer las

disoluciones. Para este caso las disoluciones finales fueron de 1:5 ml.

Las muestras de agua se dejaron decantar durante un mínimo de 24 hs y, luego de

descartar el sobrenadante, se procesó el precipitado en su totalidad para la confección de

preparados permanentes de la misma manera que las de sedimento. Los preparados

permanentes fueron montados con Naphrax®. La observación de los frústulos para su

identificación y recuento fue realizada con un microscopio óptico bajo un aumento de 1000X.

Se contó un mínimo de 400 valvas por preparado aunque hubo casos en los que no fue posible

alcanzar esa cantidad y, entonces, esas muestras fueron excluidas del análisis estadístico. En

83

Materiales y Metodología

aquellas muestras con baja cantidad de valvas se contaron 2 preparados, en la mayoría de los

cuales no se alcanzaron las 100 valvas. En aquellos casos en que las valvas se encontraban

fracturadas se contabilizaron sólo aquellas representadas por más del 60% de la valva para

evitar la sobreestimación. Muchas de las valvas identificadas y también aquellas de dudosa

clasificación fueron fotografiadas tanto con microscopio óptico como con microscopio

electrónico de barrido (MEB), del Servicio de Microscopía Electrónica del Museo de Ciencias

Naturales B. Rivadavia, Buenos Aires. El equipo es un PHILIPS XL 30, en el que se trabajó

en general con 20 Kv. Para su observación, se dejó secar una alícuota de cada muestra sobre

una platina adecuada, y posteriormente fueron recubiertas con una capa de paladio-oro (60-40

%) en un metalizador POLARON VG Scientific SC 7620, durante unos 120 segundos.

Las principales fuentes bibliográficas consultadas para la identificación taxonómica

fueron los trabajos de Frenguelli (1924), Hustedt (1930-1966), Cleve-Euler (1951-1955),

Patrick y Reimer (1966-1977), Camburn y Kingston (1986), Krammer y Lange-Bertalot

(1986, 1988, 1991a, b), Williams y Round (1987), Haworth (1988), Krammer (1991), Wasell

y Håkansson (1992), Lange-Bertalot et al. (1996), Flower et al. (1996), van de Vijver y

Beyens (1996), Siver y Kling (1997), Rumbrich et al. (2000), Guerrero et al. (2001), Kilroy et

al. (2003), Morales (2003, 2006), Schmidt et al. (2004), Flower (2005), Paull et al. (2008).

Figura 30: Trabajo de laboratorio del testigo Laguna Cascada. Las muestras se procesaron en su totalidad en el Departamento de Geología de la Universidad de Lund y Estocolmo (2006-2007). A- Muestras oxidándose a 80-

90º C. B- Luego de 2 horas de decantado, las muestras fueron pasadas a los tubos de ensayo.

84

Materiales y Metodología

Figura 31: Trabajo de laboratorio realizado en el Laboratorio de Diatomeas Continentales (Dto. de Biodiversidad y Biología Experimental-Fac. de Cs. Exactas y Naturales, UBA). A- Muestras con agua oxigenada. B- Oxidación de las muestras de la turbera Lago Galvarne. C- Muestras ya oxidadas (coloración gris plomo). D- Las muestras

fueron calentadas microondas.

Figura 32: Trabajo de laboratorio. Las muestras provenientes de la Meseta Central se procesaron en el

Laboratorio de Diatomeas Continentales (Dto. de Biodiversidad y Biología Experimental-Fac. de Cs. Exactas y Naturales, UBA). A- Limpieza de las muestras con agua destilada, para el posterior centrifugado. B y C- Las

muestras del paleolago de Piedra Museo se trataron con pirofosfato y luego, se les dio un baño de inmersión en el Lavador Ultrasónico, por la gran cantidad de arcillas que contenían. D- Los preparados permanentes fueron

montados con Naphrax ®.

85

Materiales y Metodología

4.3. Asignación taxonómica

La clasificación taxonómica está relacionada fundamentalmente con las características

morfológicas y morfométricas que poseen las valvas. Para llegar al nivel de especie es

necesario analizar diversas características y estructuras presentes en las valvas y en el cíngulo

(la zona donde se conectan la epivalva con la hipovalva). La importancia de llegar al nivel

específico radica en que dentro de un mismo género las especies pueden tener requerimientos

ecológicos diferentes.

Para llegar al nivel de especie se deben tener en cuenta las siguientes características y

estructuras:

• Forma general de las valvas

• Dimensiones: longitud, ancho, número de estrías en 10 µ.

• Características y patrones de ordenación de las perforaciones. (MO; MEB).

-Tipos de perforaciones (poroides, areolas, alveolos, etc.)

-Patrones de organización de esas perforaciones

• Presencia o ausencia de rafe y otras perforaciones especiales, como estigmas,

rimopórtulas, fultopórtulas, campos porosos apicales, etc.

La autoría de de cada una de las especies mencionadas en el texto figura en las tablas

que se encuentran en el Anexo.

4.4. Ecología

Dado el carácter casi ubicuitario de las diatomeas, además de los trabajos específicos

donde se describen los nuevos taxones, existen trabajos de referencia (van Dam et al., 1994;

De Wolf, 1982, Vos y De Wolf, 1993, entre otros) que se pueden utilizar para obtener datos

sobre los requerimientos ecológicos específicos y así poder realizar la reconstrucción

ambiental. En general, se dispone de información sobre la forma de vida y su afinidad por

diferentes condiciones de pH, el nivel trófico, la salinidad, las corrientes, las mareas, las

temperaturas, la humedad, entre otros parámetros ambientales. En la presente tesis se

utilizaron los primeros cuatro parámetros dado que son de los que se tiene mayor información

publicada. Sin embargo, muchas de las especies que fueron identificadas en este trabajo no

figuran en la bibliografía disponible (siendo ésta, europea, en su mayoría). Algunas de estas

86

Materiales y Metodología

especies no identificadas para las cuales, por ende, se carece de información ambiental

presente, tienen una frecuencia relativa alta en las muestras tratadas, lo cual hace que se tenga

una menor cantidad de información ecológica significativa. Para resolver estos inconvenientes

en trabajos futuros, se están relevando floras actuales de distintos cuerpos de agua (Maidana

et al., 2005; Echazú, 2012) a los fines de ampliar nuestro conocimiento sobre el tema. Con

esto se logrará disponer de floras diatomológicas extensivas y su relación con los parámetros

ambientales correspondientes (es decir, un “set” de calibración), en lo posible para toda la

Patagonia Austral.

Para el análisis han sido considerados las siguientes características ambientales:

a. Forma de vida

Las formas bentónicas son las que viven adheridas a un sustrato inorgánico como, por

ejemplo, rocas (epilíticas) o arena (epipsámmicas), sobre sustratos vegetales (epífitas) o libres

en los sedimentos del fondo (epipélicas) (Round et al. 1990). La adhesión a un sustrato puede

ser directa (toda la valva) o a través de un pedúnculo o una almohadilla de mucílago

secretados a través de ocelos, pseudocelos o campos porosos apicales (Bold y Wynne 1985).

Las formas planctónicas son las que viven suspendidas en la columna de agua (marina

o continental) (Smol y Douglas, 2007). Las aerófilas toleran la desecación (pueden proliferar

en ambientes no sumergidos) pero que requieren la presencia de algo de humedad (Johansen,

2010).

Por último, las euterrestres son independientes de la presencia efectiva de agua y

toleran la ausencia prolongada de humedad en los ambientes no sumergidos.

b. Salinidad

En cuanto a su tolerancia a la concentración de sales en el ambiente, las diatomeas

pueden ser (Vos y de Wolf, 1993):

Polihalobias: toleran salinidades mayores a los 30 g/l.

Mesohalobias: toleran salinidades comprendidas entre los 0,2 y los 30 g/l.

Oligohalobias: se encuentran presentes en lugares con salinidad <0,2 g/l.

Oligohalobias indiferentes: toleran una concentración de sal < 3 g/l.

Halófobas: sólo toleran cantidades mínimas de sales.

c. pH

En cuanto a su tolerancia al pH del agua en que viven, las diatomeas pueden ser (van

Dam et al., 1994):

87

Materiales y Metodología

Acidófilas: con desarrollo óptimo en pH < 7.

Acidobiontes: con desarrollo óptimo en pH <5.5.

Circumneutrales o Indiferentes: con desarrollo óptimo en aguas circumneutrales (alrededor de

pH 7).

Alcalibiontes: presentes exclusivamente en ambientes alcalinos.

Alcalífilas: con desarrollo óptimo en pH levemente mayores a 7.

d. Trofismo

El status trófico de un cuerpo de agua tiene que ver con la disponibilidad de nutrientes

inorgánicos disueltos. Los principales nutrientes son el fosfóro (P) y el nitrógeno (N). La

eutrofización (enriquecimiento de nutrientes en los ecosistemas acuáticos) puede tener causas

naturales o antrópicas.

En cuanto al contenido de nutrientes del agua en que viven las diatomeas, un cuerpo

de agua puede ser (Vos y de Wolf, 1993):

Eutrófico: con una alta concentración de nutrientes.

Meso-eutrófico: con una concentración de nutrientes que va de media a alta.

Mesotrófico: presenta situaciones intermedias, de moderada concentración de nutrientes.

Meso-oligotrófico: la concentración de nutrientes va de baja a moderada.

Oligotrófico: la concentración de nutrientes es baja.

En algunas ocasiones fue imposible asignar taxonómicamente algunos ejemplares, ya

que éstas no figuraban en la literatura consultada y probablemente corresponden a especies

nuevas para la ciencia (Round, 1996 en Stroermer y Smol 2010). Dado el desconocimiento

general de esta temática y particularmente en las regiones estudiadas, la aparición de especies

nuevas podría ser esperada. Por ello, creemos que es de fundamental importancia realizar

estudios más detallados de los ambientes actuales, que incluyan todos los parámetros

importantes (determinantes) para poder hacer reconstrucciones ambientales más precisas y

completas.

Las técnicas de análisis de los datos y los diagramas se realizaron utilizando los

programas Tilia- TGview 2.0.2 (Grimm, 1991). Las abundancias relativas de las especies que

superaron el 3% en al menos una muestra fueron graficadas con dicho programa (Fig. 33, 36,

38). Las secuencias bioestratigráficas fueron divididas en zonas aplicando el método de

partición óptima según la suma de cuadrados (Optimal Partition using Sum of Squares

Criterion, OPTIMAL PARTn; Birks y Gordon 1985) y el método de la suma incremental de

88

Materiales y Metodología

los cuadrados por constreñimiento de los cluster (constrained incremental sum of squares

clustering, CONISS; Grimm 1991).

Por último, la información obtenida a partir del análisis de diatomeas se puede

contrastar con la información proveniente de los estudios de polen, fitolitos, parámetros

geoquímicos, geomorfológicos y de susceptibilidad magnética. En este sentido, es importante

obtener más información que nos permita englobar y construir un modelo de cambio

paleoclimático y paleoambiental para poder comprender la distribución de los sitios

arqueológicos y analizar de qué manera el ambiente pudo influir en el comportamiento

elegido por los pasados grupos cazadores-recolectores de la Patagonia meridional.

89

Resultados

CAPÍTULO 5

RESULTADOS

5.1. Laguna Cascada (CAS)

La secuencia sedimentológica de Laguna Cascada fue dividida en 20 unidades

estratigráficas (Tabla 10). El análisis de diatomeas se realizó entre los 523 y 163 cm de

profundidad, que comprende desde arcillas de posible origen glaciolacustre hasta gyttja

limosas de colores variables. La cronología utilizada aquí sigue la ya publicada en Unkel et

al. (2008, 2010). (Tabla 11).

El número total de taxa identificados fue de 230. Los taxa de diatomeas cuyo

porcentaje relativo mostró frecuencias mayores al 3% están representados en la Figura 33. La

mayor diferencia en la composición de las asociaciones de diatomeas a lo largo de las zonas

está relacionada a cambios en los porcentajes relativos de los taxa dominantes que indican

cambios ambientales. A partir de los análisis de agrupamientos se identificaron 3 zonas, con

diferentes sub-zonas en cada una de ellas (Fig. 33). El gran grupo denominado Aulacoseira

spp. incluye las siguientes especies: A. alpigena, A. ambigua, A. distans, A. laevissima, A.

subartica y A. tethera.

Zona I

Sub-zona Ia: 510-470 cm (16.150-14.435 años cal A.P.)

Las especies dominantes (mayores al 20 %) son las bénticas Pseudostaurosira

brevistriata, Staurosira construens, S. venter, Stauroforma exiguiformis y una diatomea

fragilarioide desconocida hasta el momento y denominada aquí “morfo 1” (Fig. 34 A); y las

plantónicas/ticoplanctónicas Aulacoseira spp. (que representan alrededor del 25 %). La

especie co-dominante (entre el 10 y 20 %) es Staurosirella pinnata. Dentro de las especies

presentes con una frecuencia de 5% o menor se encuentran Fragilaria sp., dos especies

fragilarioides de diatomeas desconocidas llamadas “morfo 2” (Fig. 34 B) y “morfo 6” (Fig. 35

E y F) y Frustulia rhomboides.

A los 475 cm se registra un nivel de ceniza, posiblemente correspondiente a la primera

erupción del volcán Reclus 1 (12.685 ± 260 años C14 A.P.) (McCulloch et al., 2005; Stern,

2008; Unkel et al., 2008).

90

Resultados

Sub-zona Ib: 470-435 cm (14.435-12.529 años cal A.P.)

Se observa un notable incremento de las Aulacoseira spp. (80 %) y, paralelamente,

una disminución en las abundancias relativas (≤ al 5 %) de Pseudostaurosira brevistriata,

Staurosira construens y Stauroforma exiguiformis.

Sub-zona Ic: 435-400 cm (12.529-9294 años cal A.P.)

La frecuencia de Aulacoseira spp. disminuye en algunos momentos hasta valores

cercanos al 5 %. Se presenta una dominancia de las especies plantónicas/ticoplantónicas

Brevisira arentii (Köster y Pienitz, 2006) (Fig. 35 A y B) y bénticas: Stauroforma

exiguiformis (20-25%). Frustulia rhomboides comienza a tener mayor frecuencia. Asimismo,

aparece la especie planctónica Stephanodiscus aff rotula y reaparece la fragilarioide “morfo

1”. En menor frecuencia se distinguen también Pseudostaurosira brevistriata y Staurosira

construens. De la misma manera se identificaron, en muy baja frecuencia, especies bénticas

como Pinnularia gibba, Pinnularia sp., y aerófilas Eunotia minor (Van Dam et al., 1994).

Zona II

Sub-zona IIa: 400-360 cm (9294-7404 años cal A.P.)

Esta zona está caracterizada por la desaparición de Brevisira arentii y un incremento

notable en las Aulacoseira spp. Estas últimas llegan a alcanzar las frecuencias más altas de

todo el perfil (85%). Además, se registran las siguientes especies, si bien en bajas frecuencias:

Stauroforma exiguiformis, Frustulia rhomboides, Pinnularia gibba y Eunotia paludosa.

Sub-zona IIb: 360-320 cm (7404-6365 años cal A.P.)

Esta sub-zona está interrumpida por una discordancia a los 345 cm de profundidad y

por la presencia de los sedimentos diamícticos de la unidad 14, que se continúan hasta los 325

cm. Las principales especies en esta sub-zona son las Aulacoseira spp. (75-85%)

acompañadas por valores bajos (cerca de 5%) de Frustulia rhomboides, Staurosirella

leptostauron, Pinnularia interrupta y E. paludosa. Todas estas especies son acidófilas.

Se analizaron también dos niveles en la unidad 14 pero éstos sólo contenían baja

cantidad de valvas (sólo entre 20-50 valvas por preparado), por esta razón fueron excluidas

del análisis. Sin embargo, las especies de diatomeas son casi las mismas que las contenidas en

los sedimentos de las unidades 13 y 15.

91

Resultados

Sub-zona IIc: 320-255 cm (6365-4973 años cal A.P.)

Las Aulacoseira spp. dominan esta sub-zona (hasta 80 %). En menor frecuencia se

registran Staurosirella leptostauron, Frustulia rhomboides, Pinnularia gibba y Eunotia

paludosa. Reaparecen Stauroforma exiguiformis y Brevisira arentii. Además, aparece por

primera vez en la secuencia otra forma fragilarioide, demoninada “morfo 4” (Fig. 35 C).

Probablemente, se trate de una nueva especie de la cual, por lo tanto, no se tiene información

ecológica aún.

Zona III

Sub-zona IIIa: 255-214 cm (4973-3607 años cal A.P.)

Esta sub-zona está caracterizada por un significativo descenso en la abundancia

relativa de las especies plantónicas/ticoplanctónicas (Aulacoseira spp.) y un incremento en la

abundancia de Brevisira arentii (cerca del 35%). También aparecen otras especies acidófilas y

bénticas, comunes en turberas, tales como P. gibba, P. interrupta, P. maior, P. rupestris, P.

viridis, y P. streptoraphe. Al comienzo de la zona se registran bajos valores de Eunotia

glacialis. Es evidente que las Aulacoseira spp. alcanzan un pico en su frecuencia relativa,

inmediatamente después de la depositación de ceniza proveniente de la segunda erupción del

volcán Mt. Burney, denominada MB2 (Stern, 2008).

Sub-zona IIIb: 214-160 cm (3607-1830 años cal A.P.)

Brevisira arentii alcanza sus máximos porcentajes (40-50%) en esta sub-zona,

mientras que los valores de Aulacoseira spp. se encuentran en el rango de 30-40%. Se

reconocen varias especies indicadoras de condiciones oligotróficas (por ejemplo, Eunotia

paludosa, E. minor, Pinnularia interrupta). Se registran las fragilarioides denominadas

“morfo 4”, “morfo 5” y “morfo 6” (Figs. 35 D, E y F), de las cuales se carece de información

ecológica aún. En la parte superior de la secuencia, adquiere importancia Fragilariforma lata.

Esta especie fue registrada en una charca con pH 5,4 en las Islas Malvinas (Flower, 2005) y

en ambientes oligotróficos, de circumneutrales a ácidos en Nueva Zelanda (Kilroy et al.,

2003). En general, el número de especies asociadas con ambientes de turbera aumentan y

dominan hacia el final de esta sub-zona y, por ende, de la secuencia.

92

Resultados

Unidades Profundidad (cm) Descripción estratigráfica

20 0-80 Mezcla de agua y turba19 137-80 Turba marrón con una transición gradual a

gyttja-turba en los 10 cm más profundos. LI: muy gradual

18 157-137 Gyttja con detritos gruesos de color marrón. LS: muy gradual.

17 161.5-157 Gyttja areno limosa fina de color marrón grisaceo claro. LS: marcado

16 260-161.5 Gyttja de color marrón oscuro con alto contenido de algas y limos entre 240 y 210 cm. A 235 cm hay un fino (0,5cm) nivel de limo de color marrón claro, posible ceniza. Los 30 cm superiores son ricos en detritos gruesos. LS: marcado

15 325-260 Gyttja limosa de color marrón oscura rica en algas con un fino nivel de arena (1mm) a 317.5 cm. A 279.5 cm, hay un nivel de arena de color gris claro (0,5 cm) seguido por arcilla de color marrón grisácea.Gyttja limo arenosa termina con nivel gris fino a 275 cm. LS: muy gradual

14 345-325 Arcilla gyttja limo arenosa "diamictica", con clastos de grava y lentes orgánicas. LS: marcado

13 352.5-345 Gyttja limosa de color marrón oscura rica en algas con un nivel claro a 349 cm. LS: abrupto y posiblemente erosivo

12 354.5-352.5 Gyttja limosa de color marrón-gris claro que empieza y termina con evidentes niveles claros (cenizas?). LS: muy marcado

11 388.5-354.5 Gyttja limosa rica en algas de color marrón oscuro con detritos finos; densamente laminada con detritos gruesos por encima de 378 cm. A los 360 presencia de un nivel claro. LS: marcado

10 391-388.5 Limo areno de color verde, posiblemente ceniza. LS: muy marcado

9 421-391 Gyttja limosa de color marrón, con detritos finos y rica en algas. LS: marcado

8 434.5-421.5 Gyttja arcillo limosa de color marrón claro a medio. LS: marcado

7 436.5-434.5 Gyttja arcillo limo arenosa de color marrón claro. LS: gradual

6 445-436.5 Gyttja homogenea arcillo limosa de color marrón. LS: gradual

5 472-445 Gyttja arcillo limosa de color marrón claro. LS: gradual

4 477.5-472 Gyttja arcillo limosa de color marrón con alto contenido orgánico. A 475 cm hay un nivel de ceniza, probablemente corresponda a Reclus 1. LS: gradual

3 490.5- 477.5 Gyttja arcillo limosa de color marrón claro. LS: marcado

2 501-490.5 Gyttja arcillo limosa de color marrón claro a marrón grisaceo. LS: marcado

1 523-501 Arcilla parcialmente laminada. ¿Origenglaciolacustre?

Tabla 10: Descripción detallada de las unidades estratigráficas de Laguna Cascada. LS: límite superior; LI: límite inferior.

93

Resultados

Profundidad SHCal 04a(cm)

CAS/126 126 1290 50 1256-1083 - gyttja LuS 6929CAS/162 162 2605 50 2748-2503 - gyttja LuS 6506CAS/189 189 2600 50 2746-2502 - gyttja LuS 6930CAS/235 235 4115 50 4785-4438 - gyttja LuS 6931CAS/281 281 5000 50 5720-5609 - gyttja LuS 6932CAS/324 324 5675 50 6445-6318 - gyttja LuS 6933CAS/346 346 5920 50 6775-6571 - gyttja LuS 6934CAS/387 387 7715 60 8537-8400 - gyttja LuS 6935CAS/391 391 7775 60 8548-8429 - gyttja LuS 6936CAS/421 421 9125 60 10283-10178 - gyttja LuS 6937CAS/423 423 9435 55 10688-10520 10728-10585 gyttja LuS 7102CAS/428 428 9730 55 - 11225-11125 arcilla-gyttja LuS 7293CAS/433 433 10085 60 - 11815-11408 arcilla-gyttja LuS 7294CAS/438 438 10790 70 - 12852-12760 arcilla-gyttja LuS 7200CAS/440 444 11005 80 - 13020-12870 arcilla-gyttja LuS 6508CAS/448 448 11505 60 - 13401-13286 arcilla-gyttja LuS 7295CAS/457 457 12120 80 - 14062-13871 arcilla-gyttja LuS 6938CAS/477 478 12575 80 - 15009-14592 arcilla-gyttja LuS 6939CAS/490 490 12935 80 - 15424-15111 gyttja-arcilla LuS 6940CAS/495 499 13285 80 - 15949-15545 gyttja-arcilla LuS 6507

1σ error (AP) IntCal04aMuestra

NºReferencia laboratorio

Material datado

Edad C14 (AP)

Tabla 11: Dataciones radiocarbónicas y edades calibradas de Laguna Cascada (CAS). (Modificado Unkel et al.,

2008 y Unkel et al., 2010)

94

Resultados

Figu

ra 3

3. E

nsam

bles

de

diat

omea

s en

Lagu

na C

asca

da y

aná

lisis

de

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Las

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más

del

3 %

. Las

líne

as g

rises

mar

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dist

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s niv

eles

de

ceni

zas.

95

Resultados

Figura 34: Especies identificadas en Laguna Cascada (MEB). A-vista valvar de Fragilarioide

morfo 1. B-vista valvar de Fragilarioide morfo 2. C-D: Aulacoseira alpigena. C- vista valvar; D- vista cingular. E-F: Aulacoseira perglabra. E- vista cingular; F- vista valvar. Escala: 5 µm.

96

Resultados

Figura 35: Especies identificadas en Laguna Cascada (MEB). A-B: Brevisira arentii. A- vista

valvar. B-vista cingular de Brevisira arentii. C-vista valvar de Fragilarioide morfo 4. D-vista valvar de Fragilarioide morfo 5. E-F: Fragilarioide morfo 6. E- vista valvar; F- detalle de uno de los campos

apicales. Escala: 5µm.

5.2. Turbera Lago Galvarne (Lago Galvarne Bog; LGB)

La secuencia sedimentológica de la Turbera Lago Galvarne (LGB) fue dividida en 12

unidades estratigráficas (Tabla 12). En este perfil se identificaron 151 taxa diferentes. Los

taxa de diatomeas con frecuencias relativas mayores al 3% están representados en la Figura

97

Resultados

36. Algunas muestras fueron excluidas del análisis estadístico general ya que no contenían el

número mínimo de valvas. El resultado del análisis de agrupamiento permitió dividir la

secuencia en dos zonas. La primera de ellas presentó dos sub-zonas, claramente distinguibles.

La mayor diferencia en la composición de los ensambles de diatomeas a lo largo de las zonas

está relacionada a cambios en los porcentajes relativos de los taxa dominantes. Cinco taxa no

identificados del género Cocconeis fueron agrupados en forma preliminar en Cocconeis spp.

(Fig. 37 C).

La cronología utilizada aquí sigue la ya publicada en Unkel et al. (2008, 2010) (Tabla

13).

Zona I

Sub-zona LGB Ia (448-404 cm; 7430-6608 años cal A.P.)

Hacia el comienzo de la sub-zona se registran altos valores de formas epífitas

marino/salobres como son Cocconeis scutellum (Fig. 37 D y E), Opephora olsenii, C.

disculus, C. placentula (Fig. 37 A), Cocconeis spp. y Gyrosigma nodiferum. Todas son

formas epífitas de aguas salobres a dulces (Krammer y Lange-Bertalot, 1986; Vos y de Wolf,

1993). También se encuentran la epífita C. neodiminuta, la ticoplantónica Staurosirella

pinnata, y Stauroforma aff exiguiformis (Vos y de Wolf, 1993; van Dam et al., 1994). En esta

primera parte de la sub-zona predominan las formas epífitas y bénticas (Eunotia sp.). Hacia la

mitad y hasta el final de la sub-zona, se registra la especie planctónica de agua salobre

Cyclotella meneghiniana junto a una elevada frecuencia de Platessa oblongella. También

están presentes Anomoeoneis brachysira y Stauroforma aff exiguiformis.

Sub-zona LGB Ib (404-290; 6608-3696 años cal A.P.)

En esta sub-zona se verifican altas frecuencias relativas de especies tanto epífitas

como planctónicas; entre ellas Cocconeis spp., C. placentula, C. scutellum, C. neodiminuta,

Gyrosigma nodiferum, Cyclotella meneghinina y Aulacoseira ambigua. Otras especies

aparecen con frecuencias menores, tales como: Opephora olsenii, Nitzchia granulata, béntica,

marina-salobre (Vos y de Wolf, 1993), C. disculus, Platessa oblongella, Diploneis sp. (Fig.

37 B), Staurosirella pinnata, Stauroforma exiguiformis y Eunotia sp. y además, algunos

picos puntuales de Aulacoseira sp, Pseudostaurosira brevistriata y Eunotia minor. Esta sub-

zona se corresponde con las unidades estratigráficas 6, 7 y 8 (Tabla 12) principalmente

constituidas de gyttja arenosa con detritos finos y gruesos intercalados. Se excluyeron del

análisis nueve muestras por contener una cantidad insuficiente de valvas. Sin embargo, los

98

Resultados

fragmentos hallados y unas pocas valvas identificadas mostraron correspondencia con la flora

dominante.

Zona II

LGB II (290-232 cm; 3696-3495 años cal A.P.)

La especie dominante es Brevisira arentii, que es común en lagos ácidos y distróficos

a mesotróficos (Krammer y Lange Bertalot, 1991a). Además, se registran Stauroforma

exiguiformis, Aulacoseira sp., Pseudostaurosira brevistriata y las formas bénticas: E.

kocheliensis, E. paludosa, E. minor y E. praerupta. Estos taxa son representativos de

ambientes diversos, tanto de agua dulce como salobres. Además, se contaron varias especies

del género Eunotia las cuales no se pudieron identificar.

99

Resultados

Unidades Profundidad (cm) Descripción estratigráfica

12 30-0 Turba muy humificada. LI: marcado

11 130-30 Turba poco humificada. LS: marcado

10 216-130 Turba pantanosa, cambiando a gyttja en las partes inferiores. Se encontró un clasto angular entre los 184 y 181.5 cm. LS: marcado

9 287-216 Gyttja arenosa fina. Sedimentación cíclica entre niveles de detritos gruesos y arena (28). LS: muy marcado

8 310-287 Se divide en 2 sub-unidades. Los 13 cm de 8a están formados por gyttja arenosa de detritos gruesos con restos de madera, y posibles restos de macro-algas marinas. La sub-unidad 8b está compuesta por 4 niveles de arena gris (0,5-2 cm de espesor), separados por niveles de material orgánico grueso similar al de 8a. LS: muy marcado

7 377-310 Gyttja arenosa compuesta por niveles alternados de detritos finos y gruesos, intercalados con varios niveles de arena. LS: gradual

6 450-377 Gyttja con contenido variable de arena, limo y arcilla. LS: gradual

5 485-450 Gyttja arcillo-limosa a arenosa de color gris amarronado, rica en restos gruesos de plantas.LS: muy marcado

4 537-485 Turba poco humificada. Se divide en 4a por un fino nivel de arena, contiene granos de 1-2 mm. A los 502 cm se vuelve una turba pantanosa (4b) rica en macrofosiles (pedazos de madera) y granos minerales. LS: muy marcado

3 609-537 Turba altamente humificada. LS: marcado

2 674-609 Incremento gradual de la humificación y compactación de la turba. A los 630 cm cambio en la estructura de la turba, la unidad se sub-divide en 2a y 2b. Turba más oscura y compacta. La humificación comienza a decrecer. LS: marcado

1 745-674 Turba poco humificada de color marrón oscuro a marrón rojizo. El grado de compactación de la turba es variable. LS: marcado

Tabla 12: Descripción detallada de las unidades estratigráficas que conforman el perfil de Lago Galvarne Bog. LS: límite superior. LI: Límite inferior. Tomado y modificado de Unkel et al., 2008; 2010.

Muestra

NºProfundidad

(cm)Edad C14

(AP) 1σ error (AP) SHCAl 04a IntCal04b Material datado

Referencia laboratorio

LGB/31 31 310 50 450-280 - turba LuS 6791LGB/125 130 1665 65 1570-1410 - turba LuS 6512LGB/210 216 3245 50 3460-3360 - detritos gruesos LuS 6792LGB/300 303 3460 60 3820-3560 - detritos gruesos LuS 6509LGB/375 365 4870 50 5610-5470 - gyttja LuS 6793LGB/433 423 6210 60 7160-6970 - gyttja LuS 6794LGB/500 490 7050 65 7930-7750 - turba LuS 6511LGB/547 539 8130 55 9120-8780 - turba LuS 6795LGB/609 610 10005 60 11600-11240 - turba LuS 6796LGB/632 631 10410 65 - 12680-12500 turba LuS 7199LGB/662 661 12380 70 - 14590-14160 turba LuS 6797LGB/700 699 13030 80 - 15560-15210 turba LuS 6798LGB/749 744 13515 60 - 16260-15860 turba LuS 6510

Tabla 13: Dataciones radiocarbónicas de Lago Galvarne Bog (LGB) y edades calibradas.

100

Resultados

101

Figu

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6. E

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Resultados

Figura 37: Diatomeas identificadas en Lago Galvarne Bog (MEB). A- vista valvar de Cocconeis placentula. B-vista valvar de Diploneis sp. C-vista valvar de Cocconeis sp 2. D-vista de la valva con rafe

de Cocconeis scutellum. E- valva sin rafe de C. scutellum. F-Detalle de zona central de Gyrosigma nodiferum. Escala: 5 µm.

.

102

Resultados

5.3. Paleolago Piedra Museo (Santa Cruz)

El muestreo se realizó en el fondo seco del lecho de un antiguo lago. Los sedimentos

que lo caracterizan son de granulometría fina, esencialmente limos arcillosos, finamente

estratificados, de color gris blanquecino y fueron generados por acumulación de sedimentos

esencialmente por transporte eólico e hídrico (en este caso por floculación y depositación de

sedimentos arcillosos) en un ambiente lacustre, cuya profundidad exacta nos es desconocida,

pero que seguramente era somera y que probablemente haya sido un cuerpo de agua dulce

permanente en épocas en que su cubeta estaba llena de agua (J. Rabassa, comunicación

personal).

La extracción de las muestras se realizó con un barreno helicoidal. La perforación no

se pudo continuar a mayores profundidades, ya que la resistencia del material excedió la

capacidad del instrumento para penetrar estos sedimentos absolutamente carentes de

humedad. El punto de muestreo se localiza en las márgenes del antiguo lago, actualmente

seco, en las cercanías del yacimiento arqueológico AEP-1 en Piedra Museo (Miotti, 1989 y

1992).

Los resultados aquí expuestos son aún de naturaleza preliminar por lo ya expuesto en

el capítulo sobre la metodología.

Para este perfil no contamos con fechados radiocarbónicos ya que no se han hallado

aún en estos sedimentos materiales aptos para datación por esta técnica.

Se identificaron 29 taxa, 21 de los cuales se reconocieron solo a nivel genérico, en el

testigo de este paleolago en Piedra Museo. Los porcentajes relativos de diatomeas con

frecuencias mayores al 3% están representados en la Figura 38. Las diatomeas identificadas

son principalmente aerófilas, todas cosmopolitas, y propias de ambientes áridos.

El análisis de agrupamiento permitió reconocer tres zonas. Hay que destacar la gran

cantidad de fragmentos de valvas presentes que son imposibles de determinar en todas las

muestras (Tabla 14). A continuación se presenta y describe la flora dominante para cada una

de estas zonas.

PL-I (100-65 cm)

Esta zona está dominada por Luticola mutica (Fig. 39 C), L. muticopsis, L. suecorum y

Pinnularia borealis (Fig. 39 A). Dichas especies son aerófilas y oligohalobias o indiferentes

(Vos y de Wolf, 1993). Además, se identificó la especie aerófila Hantzschia amphioxys, esta

última especie está registrada en suelos neutros a alcalinos (Johansen, 2010). Aparecen,

103

Resultados

además, muy bajas frecuencias de Muelleria sp. (Fig. 39 B) y Pinnularia microstauron. Un

pico de especies plantónicas/ticoplanctónicas pertenecientes al género Aulacoseira fue

registrado a los 90 cm de profundidad, sugiriendo así la presencia de agua más abundante en

los niveles estratigráficos más profundos.

PL-II (65-15 cm)

L. mutica continúa siendo dominante. Se puede distinguir una disminución en las

frecuencias de L. muticopsis y un aumento gradual de Pinnularia borealis. Los valores de H.

amphioxys se incrementan y los de Hantzschia sp. se mantienen iguales y hasta desaparecen

al final de la zona. La frecuencia de Pinnularia microstauron disminuye. Se observan algunos

picos menores de Muelleria sp. y Pinnularia subcapitata.

PL-III (15-0 cm)

Las especies dominantes son Pinnularia borealis, L. muticopsis y H. amphioxys, todas

ellas aerófilas. Luego se reconoce un pico en L. mutica, y frecuencias menores de Hantzschia

sp., Muelleria sp., y Nitzschia sp.

104

Resultados

Figura 38. Ensambles de diatomeas en el paleolago de Piedra Museo y análisis de agrupamiento

CONISS. Las especies representadas son las que están presentes en más del 3 %.

Muestras M0 M1 M2 M3 M4 M5 M6 M7 M8 M9 M10

Frag. indet. 297 162 83 185 172 178 145 242 356 172 90

Valvas enteras 222 338 640 554 470 607 534 589 393 139 67

Tabla 14: Cantidad de fragmentos indeterminados (Frag. indet.) y valvas enteras en cada una de las muestras

analizadas del paleolago de la localidad arqueológica de Piedra Museo.

105

Resultados

Figura 39: Diatomeas identificadas en los sedimentos del paleolago de Piedra Museo (MEB, vistas

valvares). A- Pinnularia borealis. B- Muelleria sp. C- Luticola aff mutica. D- Brachysira sp. Escala: 5 µm.

5.4. Cueva Maripe

El muestreo fue realizado en el perfil expuesto (pared E) de la cuadrícula D5 (Fig. 26

A, Capítulo de Metodología). Se identificaron pocas valvas y varias de ellas aparecen

fragmentadas (Tabla 15). Es por esta razón que, desde un punto de vista metodológico, no se

realizaron análisis numéricos ni representaciones gráficas de las abundancias relativas sino

que se clasificó a las especies por presencia o ausencia en los distintos sectores de la cueva

(D5, A11, Fondo de Cueva) (Fig. 40). Las características sedimentológicas de cada muestra y

la respectiva profundidad están detallas en la Tabla 16. En la Tabla 17 se presentan las

especies identificadas en esta localidad:

106

Resultados

Figura 40. Planta de excavación de Cueva Maripe (Modificado de Magnin, 2010). Referencias: Las cuadrículas

muestreadas están en rojo. El fondo de la cueva esta indicado con una estrella roja.

Muestras D5

M1 D5 M2

D5 M3

D5 M4

D5 M5

D5 M6

D5 M7

D5 M8

D5 M9

D5 M10

D5 M11

D5 M12

A11M1

A11M2

A11M3

F. CUEVA

Estatosporas 44 101 131 115 99 261 85 11 274 100 242 165 369 11 11 193

Frag. Indet. 151 25 65 64 22 46 15 14 61 130 269 145 54 13 - 47

Valvas enteras 169 10 39 54 15 46 23 5 41 39 392 636 58 5 3 386

Tabla 15: Cantidad de estatosporas de crisofíceas, fragmentos de valvas indeterminadas (Frag. indet.) y valvas enteras en cada una de las muestras de Cueva Maripe. Las muestras con mayor cantidad de diatomeas enteras

son la D5-M11, D5-M12 y el fondo de la cueva.

107

Resultados

Nivel muestreado Descripción Nº de

muestraProf. (cm)

Rasgo antrópico

Fechado C14 A.P.

D5-2 Estiércol quemado 1 0,84

D5-3 Sedimento psefítico, en matriz arenosa. Color gris claro.

2 0,99

D5-Microcapa 3

Microcapa matriz arenosa con heces. En el nivel de base aparecen granos de carbón. 3 1,11

D5-4a Presenta carbones de mayor tamaño. Color gris castaño claro.

4 1,21

D-4b

Clastos de ignimbritas angulosas. Color gris castaño más claro. Paleocanal: carbones lavados.

5 1,40

6 1,5 D5-4c

Forma lenticular y color gris castaño oscuro. Fragmentos de carbones escasos y minúsculos. 7 1,63 Fogón N/D

D5-4d Arena muy fina. Clastos de ignimbritas muy angulosos. Alterados por agua?

8 1,73

D5-5b Fogón. Línea de cenizas, carbones y heces en la parte basal.

9 1,48 Fogón 8992 ± 65

D5-5c Clastos de ignimbritas dentro de una matriz areno-limosa 10 1,81

11 1,99

D5-5d

Sedimento areno-limo-arenoso. Estructura palustre. Tiene porosidad y no tiene gravas. Briznas posiblemente de raicillas. Escasos restos de carbón

12 2,10

A11 Lentes de carbón 1 0,5

A11 Con lentes blancos 2 0,89

A11 Sedimento areno-limoso 3 0,92

Cárcava Sedimento arenoso 1 0,15

Cárcava Sedimento arenoso 2 0,3

Cárcava Sedimento arenoso 3 0,75

Cárcava Sedimento arenoso 4 0,9 Cárcava Sedimento areno-limoso 5 1,3

Tabla 16: Descripción de las muestras tomadas y de sus las respectivas profundidades en Cueva Maripe y en la

cárcava cercana al sitio (Modificado de Fernández y Salemme, 2012).

108

Resultados

D5 A11 Taxones M

1

M

2

M

3

M

4

M

5

M

6

M

7

M

8

M

9

M

10

M

11

M

12

M

1 M

2

M

3

Fondo de

cueva

Achnanthes aff lanceolata (Brébisson) Grunow

- - - + - - - - + + + + + - - +

Achnanthes sp. + + + + + + + + + + + + + - - +

Amphora sp. - - - - - - - - - - - + - - - -

Aulacoseira sp. - - - - - - + + - - + - - - + + Cocconeis placentula var. lineata (Ehr.) Van Heurck

- - + - - - - - + - - - - - - -

Cyclotella sp. - - - + - - - - - - - - - - - -

Cymbella aff cistula (Ehr.) Kirchner + - - - - - - - - - + + - - - -

Cymbella aff microcephala Grunow - - - - - - - - - - + + - - - -

Cymbella sp. - - - - - - - - - - - + - - - -

Denticula aff elegans Kützing + - - + - + - - + + - + - - - -

Denticula kuetzingii Grunow + - - - - - - - - - - - - - - -

Denticula sp. + + + + + + + - + + + + + + + +

Diploneis aff elliptica (Küt.) Cleve - - - - - - - - - + + - - + - -

Encyonema sp. - - - - - - - - - - - + - - - -

Epithemia frickei Krammer - - - - - - - - - - - - - - - +

Eunotia sp. - - - - - - + - + - - + - - - -

Fragilaria sp. + - - - + + + - + + + + - - - +

Gomphonema parvulum (Küt.) Kützing - - - - - - - - - - + + - - - -

Gomphonema sp. + - + - - - - - - - + + - - - -

Hantzschia amphioxys (Ehr.) Grunow - - - - - - - - - - + - - - - -

Hantzschia sp. + - - - - + - - - - - - + - - -

Navicula sp. + - + - + - + - + + + + - - - +

Nitzschia aff parvula W. Smith - - + - - - - - - - - - - - - -

Nitzschia sp. - + - + - + + + + - + + + - - + Pinnularia aff microstauron (Ehr.) Cleve

- - - - + - - - - - + + - - - -

Pinnularia borealis Ehr. + - + + + + + + + + + - + + - -

Pinnularia interrupta W.Smith - - - - - + - - - - - - - - - -

Pinnularia sp. - - + - + - - - - + + + + - - -

Pseudostaurosira brevistriata (Grun.) D.M. Williams & Round

+ - + - - - - - - - + + - - - -

Rhopalodia sp. - - - + - - - - - - - + - - - -

Staurosira aff construens Ehr. - - - + - - - - - - - - - - - -

Staurosirella pinnata Williams & Round + + + - - - + - + + + + - - - +

Surirella aff brevissoni - - - - - - - - - - + - - - - -

Surirella brevissoni var. kuetzingii Krammer & Lange-Bertalot

- - - - - - - - - - - + - - - -

Surirella sp. - - + - - - - - - - - - - - - -

Tabla 17. Diatomeas presentes (+) y ausentes (-) en Cueva Maripe.

109

Resultados

En Cueva Maripe se identificaron 35 taxones (Tabla 17), 17 de los cuales se

reconocieron sólo a nivel genérico. Debido al bajo grado de preservación del material, en

muchos casos se hizo dificultosa la identificación a nivel infragenérico. Las diatomeas

encontradas son principalmente epífitas. La mayoría de las especies identificadas se

encuentran en aguas alcalinas y sólo algunas se desarrollan en aguas circumneutrales. En

general, las especies observadas viven en el de agua y también regularmente en lugares

húmedos. En la cámara norte y en el fondo de la cueva que fueron los lugares más húmedos,

se encontró una mayor abundancia y diversidad de especies. Además, se encontraron valvas

de H. amphioxys y Nitzschia párvula especies que se localizan en lugares húmedos o que se

secan temporariamente.

5.5. Muestras parciales en lugares aledaños a los sitios arqueológicos

Se analizaron las especies de diatomeas recuperadas de la cárcava ubicada a 3-4 km

aguas arriba del mallín que pasa por delante de la Cueva Maripe. Se encontraron muy pocas

diatomeas (Tabla 18) y muchos fragmentos de taxones indeterminados.

Se identificaron 6 taxones, 3 de los cuales se reconocieron sólo a nivel genérico en

el perfil expuesto de la cárcava. Las valvas observadas fueron muy pocas sólo 2 - 3, algo que

dificulta reconocer una tendencia en cuanto a las diatomeas. Sin embargo, las observadas

viven en ambientes salobres/de agua dulce y en lugares húmedos.

Además, se analizaron muestras de otros 6 lugares, recolectadas en el verano del

2008 (Tabla 19). Las muestras denominadas Juncos 6 PM, Juncos 7 PM y Juncos 8 PM, son

sedimentos de un perfil realizado en el cauce de un arroyo seco (47º 48´40.4´´ S; 67º

50´04.7´´ O, Fig. 28, Capítulo 4), en las cercanías a la localidad arqueológica de Piedra

Museo. Las muestras denominadas Paleolago Nº 3 y 4 sup. son muestras de superficie del

paleolago ubicado frente al sitio AEP-1, recolectadas también durante la campaña 2008.

La muestra Laguna del Bonete (Localidad Aguada del Cuero) corresponde a

sedimentos superficiales de la laguna, en aquel entonces seca (Fig. 27, Capítulo 4). De todos

los lugares muestreados, éste es el que menos diatomeas presenta, sólo Achnanthes sp. y

Pinnularia sp.

Se identificaron 12 taxones, 5 de los cuales se reconocieron solo a nivel genérico en

la muestra Juncos 6, 7 y 8, en el Paleolago n° 3 y 4, y en la laguna del Bonete (Tabla 19).

Dentro de las diatomeas que se pudieron identificar a nivel de especie, se encuentran:

Cocconeis placentula var. lineata (epífita); Nitzschia elegans (béntica); Pinnularia borealis

110

Resultados

(aerófila); P. microstauron (béntica), P. intermedia (aerófila), y P. subcapitata (béntica) (van

Dam et al., 1994).

Cárcava Taxones

M1 M2 M3 M4 M5

Achnanthes sp. - + - - -

Cocconeis placentula var.

euglypta - + - - -

Nitzschia sp. + - + - -

Pinnularia borealis - + - - -

Pinnularia sp. + + - - -

Rophalodia aff musculus - - + - -

Tabla 18. Diatomeas identificadas en la cárcava cercana a la Cueva Maripe. (+): presente; (-)

ausente.

Taxones Juncos 6 PM

Juncos 7 PM

Juncos 8 PM

Paleolago nº 3

Paleolago nº 4

L. del Bonete

Achnanthes brevipes Agardh - - + - - - Achnanthes sp. + + + - + + Cocconeis placentula var. lineada (Ehr.) Van Heurck - + - - - - Eunotia sp. + - - - - - Navicula sp. + - + - - - Nitzschia elegans Hustedt - + - - - Nitzschia sp. - - + + + - Pinnularia sp. + + + + + + Pinnularia borealis Ehrenberg + + + - + - Pinnularia aff microstauron (Ehr.) Cleve + - + - - - Pinnularia intermedia (Lager.) Cleve - - + - - - Pinnularia subcapitata W. Gregory + + + - - -

Tabla 19. Diatomeas identificadas en distintas muestras en la zona de la meseta central. (X): presente; (-):

ausente.

5.5.1. Muestras de agua

Se analizaron 7 muestras de agua. En total se identificaron 60 géneros de diatomeas,

pero sólo en 42 se llegó a nivel de especie. Las muestras de agua presentaron una mayor

diversidad de diatomeas que en las muestras de sedimentos (Tabla 20). La muestra

denominada “Charca A” de la Localidad La Primavera fue completamente estéril. Una posible

explicación podría ser que fue un ambiente tan efímero que no dio tiempo a ser colonizado.

La muestra de agua con más riqueza de especies es “La Primavera”, seguida por “La Playita”

111

Resultados

y luego “La Quinta”. Varias de las especies encontradas en las muestras de agua aparecen

también en las muestras de sedimentos. Las especies que se repiten mayoritariamente son

Nitzschia sp., Navicula sp. y Staurosirella pinnata.

En las siguientes figuras se muestran las diatomeas encontradas en la charca “La

Primavera” (Fig. 41 ), “La Playita” (Fig. 42), “charca I-M2” (Fig. 43), y “charca II-M5” (Fig.

44).

Se identificaron 56 taxones (Tabla 20), 16 de los cuales solo se reconocieron a nivel

genérico en las muestras de agua actual. Las diatomeas identificadas son principalmente

alcalífilas junto con algunas circumneutrales. Toleran moderadas cantidades de sal. La

mayoría de las especies identificadas viven principalmente en el agua pero pueden hacerlo en

lugares húmedos (van Dam et al., 1994). Sólo dos especies Navicula nivalis y N. cincta

proliferan en lugares húmedos o temporalmente secos.

112

Resultados

Localidad La Primavera (Cueva Maripe) Localidad Piedra Museo Taxones Aguada CM

La Quinta

La Primavera

La Playita

Charca I (M2)

Charca II (M5)

Achnanthes lanceolata (Brébisson) Grunow - - - + - -

Achnanthes sp. - - - + + + Achnanthidium minutissimun (Küt.) Czarnecki - - + + - -

Amphora sp. - - - - - + Amphora veneta Kützing - - - + - - Anaeomoneis sphaerophora E.Pfitzer - - + + - - Aulacoseira distans (Ehr.) Simonsen - - - - + - Aulacoseira sp. - + - + - - Craticula halophila (Grun.) D.G. Mann - - + - - - Cymbella aff cistula (Ehr.) Kirchner - - + - - - Cymbella sileciaca Bleisch - - + - - - Cymbella sp. - - + + + - Denticula aff elegans Kützing + - - + - - Denticula sp. + + - - - - Diploneis elliptica (Küt.) Cleve - - - + - - Epithemia aff sorex Kützing - - + + + - Epithemia aff turgida (Ehr.) Kützing - - - - + - Epithemia sp. - - + - - - Fallacia pygmea (Küt.) A.J. Strickle & D.G. Mann - - - - - +

Fallacia sp. - - - - - + Fragilaria sp. - - + + - - Gomphona sp. - - + - - - Gomphonema aff truncatum Ehrenberg - - + - - - Gomphonema gracile Ehrenberg - - + - - - Gomphonema parvulum (Küt.) Kützing - + + + + - Gyrosigma acuminatum Ehrenberg - + - + - - Gyrosigma nodiferum (Grun.) Reimer - - + + - + Platessa oblongella (Øestrup) M. Aboal - - + - - - Luticola nivalis (Ehr) D.G. Mann - - - - + - Luticola sp. - - - - + - Navicula aff erifuga Lange-Bertalot - - - - - + Navicula aff heimansii Van Dam & Kooyman - + - - - -

Navicula cincta (Ehr.) Ralfs - - + + - - Navicula cuspidata (Küt.) Kützing - - - - + - Navicula radiosa Kützing - - + - - - Navicula ryncocephala Kützing - + + - + - Navicula sp. + + + - + - Nitzschia aff linearis (Agar.) W. Smith - - + - - - Nitzschia sp. + + + + + + Pinnularia borealis Ehrenberg - - - + + - Pinnularia microstauron (Ehr.) Cleve - - - - - + Pinnularia sp. - - - + - - Pinnularia streptoraphe Cleve - - + - - - Pinnularia viridis (Nit.) Ehrenberg - - + + + - Pseudostaurosira brevistriata (Grun.) D.M. Williams & Round + + + + - -

Rhophalodia aff operculata (Agar.) Håkansson - - - - + -

Rhopalodia brevisonii Krammer + + - - - - Rhopalodia sp. - - + - + + Stauroneis sp. - + - + - - Staurosira construens Ehrenberg - + - + - - Staurosira laucensis var. vulpina Lange-Bertalot & U. Rumrich - - - + - -

Staurosira venter (Ehr.) Cleve & Möller - - + - - - Staurosirella pinnata Williams & Round + + + + - - Surirella ovalis Brébisson - - - - + - Synedra sp. - - - + - - Tabularia fasciculata (C. Agar.) D.M.Williams & Round - - - - - +

Tabla 20. Diatomeas identificadas en las muestras de agua colectadas en las cercanías a los sitios Cueva Maripe y Piedra Museo. (X): presente; (-): ausente.

113

Resultados

Figura 41. Algunas de las diatomeas identificadas en la muestra de agua “La Primavera”, en las cercanías a la Cueva Maripe. A- vista valvar de Navicula cincta. B- vista valvar de Encyonema hebridica.

C- vista valvar Staurosira sp. D-vista valvar de Epithemia aff argus. Escala: 10 µm.

114

Resultados

Figura 42. Diatomeas identificadas en la muestra de agua denominada “La Playita”. A- vista valvar de Amphora aff ovalis. B- vista valvar de Gomphonema aff anglicum. C- vista valvar de Pseudostaurosira brevistriata. D- vista valvar de Diploneis elliptica y dos ejemplares de Staurosira laucensis var. vulpina.

Escala: 10 µm.

115

Resultados

Figura 43. Diatomeas identificadas en la charca de agua “I-M2” en la localidad arqueológica Piedra Museo. Las valvas están muy erosionadas. A-vista valvar de Pinnularia borealis. B- vista valvar de Epithemia sp. C- vista valvar de Rhopalodia aff operculata. D- vista valvar de Luticola aff mutica. E- vista valvar de Surirella ovalis.

Escala: 10 µm.

116

Resultados

Figura 44. Diatomeas identificadas en la muestra de agua “charca II-M5”. A-vista valvar de

Navicula sp. B- vista valvar de Nitzschia sp. C- vista valvar de Navicula aff erifuga. D- vista valvar de Gyrosigma nodiferum. Escala: 10 µm.

117

Discusión

CAPÍTULO 6

DISCUSIÓN

6.1. Perfil Laguna Cascada (Isla de los Estados)

El comienzo de la secuencia sedimentológica está conformado por arcillas de

posible origen glaciolacustre (Fig. 45 a) que se habrían depositado durante la

deglaciación de los circos que circundaban la zona de captura de la laguna (Unkel et al.,

2008). Luego de los 16.000 años cal A.P., los sedimentos acentúan cada vez más su

carácter orgánico y esto está corroborado con los graduales incrementos en los valores

tanto de TOC (“total organic carbon”: carbón orgánico total) como en la relación C/N

(Carbono vs. Nitrógeno; Unkel et al., 2008) (Fig. 46). Entre los 16.000 años cal A.P. y

15.200 años cal A.P., las especies bénticas predominan, especialmente las fragilarioides

(Fig. 45 a). Estas especies se pueden encontrar en aguas someras y alcalinas, áreas

litorales de lagos profundos y ambientes oligotróficos (Douglas y Smol, 2010). Poseen

la habilidad de tolerar un amplio espectro de ambientes y, además, se encuentran en casi

todos los sistemas acuáticos (Wilson et al., 1997); también pueden sobrevivir bajo

condiciones ambientales extremas como por ejemplo, lagos o charcas de regiones

polares (Stoermer, 1993). Asimismo, se registraron en sedimentos proglaciarios en

regiones alpinas (Harworth, 1988). La relación entre la cantidad de diatomeas

planctónicas y perifíticas, incluyendo a las fragilarioides, se ha utilizado para reconstruir

la duración de la cubierta estacional de hielo en diversos lagos (Smol y Douglas, 2007;

Douglas y Smol, 2010; Rüland et al., 2008). La dominancia de especies fragilarioides

entre 16.000 y 15.200 años cal A.P. sugiere una flora típica de ambientes caracterizados

por una cubierta de hielo estacional, erosión física del ambiente y condiciones

ambientales rigurosas (Denys, 1990; Anderson, 2000). Sin embargo, hacia el final de la

sub-zona Ia (Fig 33, Capítulo 5), a los 14.800 años cal A.P. algunas fragilarioides

bénticas comenzaron a disminuir, lo que indica una cubierta de hielo de menor

extensión temporal a lo largo del año y, consecuentemente, una mayor duración de la

disponibilidad de aguas abiertas. Como consecuencia de esto, se incrementó la

producción orgánica del lago y estuvieron disponibles nuevos ambientes para las

especies plantónicas de diatomeas (Smol y Douglas, 2007; Douglas y Smol, 2010). La

disminución en la abundancia de fragilarioides y el aumento de las Aulacoseira spp.

118

Discusión

indicaría una menor duración de la cubierta de hielo invernal. Estos resultados son

perfectamente comparables con la información geoquímica (Unkel et al., 2008) que

muestra un cambio de un ambiente proglacial a uno con mayor productividad orgánica.

La capa de ceniza hallada a los 475 cm podría proceder de la primera erupción

del volcán Reclus (McCulloch et al., 2005; Stern, 2008, Unkel et al., 2008). Este

depósito habría enriquecido el estado trófico del lago. Entre los 14.300 años cal A.P. y

12.700 años cal A.P., se produce un aumento notable en la frecuencia de Aulacoseira

spp., lo cual indica un cambio significativo en las condiciones ambientales de Laguna

Cascada (Fig. 45 b). Las valvas fuertemente silicificadas de la mayoría de las

Aulacoseira spp. necesitan momentos de re-suspensión a través de la turbulencia para

mantenerse en la columna de agua (Kilham et al., 1996). Las causas de la re-suspensión

pueden deberse a fuertes escurrimientos causados por la cantidad de agua acumulada en

las montañas, grandes cantidades de agua de deshielo durante primavera y verano

(Sterken et al., 2008) y/o un aumento en la velocidad del viento, lo cual podría haber

mantenido a la columna de agua del lago en permanente turbulencia. Muchas

Aulacoseira spp. son comunes en aguas ácidas y oligotróficas a mesotróficas (van Dam

et al., 1994).

La información geoquímica, especialmente el TOC, muestra que la

productividad acuática habría disminuido a los 14.500 años cal A.P. y se habría

mantenido estable por más de 1500 años (Unkel et al., 2008). Otros estudios en Isla de

los Estados (Unkel et al., 2008; Ponce, 2009; Ponce et al., 2011a, Björck et al., 2012)

indican que este período estuvo caracterizado por condiciones ventosas y/o áridas a

semiáridas, lo cual contribuye a la erosión eólica. El cinturón de los vientos del oeste,

posiblemente, estaba ubicado en una posición latitudinal semejante a la que se encuentra

la isla Grande de Tierra del Fuego. Esto coincide con la zona diatomológica Ib (Fig 33,

Capítulo 5) y se corresponde con el período denominado ACR (“Antarctic Cold

Reversal”), una fase fría registrada para el Hemisferio Sur, que se extiende desde 14.500

a 12.800 años cal A.P. (Hubbard et al., 2005). De acuerdo con EPICA (2006), los

testigos de hielo de ambos polos se encuentran desfasados cronológicamente, lo cual es

el fundamento del llamado “efecto bipolar see-saw”, es decir, cuando uno de los polos

comienza a enfriarse el otro manifiesta condiciones contrarias. El efecto bipolar está

causado por la reorganización en la circulación termohalina (Broecker, 1998). El

Océano Atlántico se enfrió en respuesta al calentamiento del periodo interestadial

denominado Bølling-Allerød (B-A) en el Hemisferio Norte, particularmente en Europa

119

Discusión

Septentrional. Como consecuencia de esto, muchos glaciares localizados en islas

subantárticas (por ejemplo, Nueva Zelanda) comenzaron a crecer y en Antártida

también se experimentó un severo enfriamiento (Putnam et al., 2010). Resultados

similares fueron registrados en los glaciares patagónicos (Sudgen et al., 2005; Moreno

et al., 2009), que fueron explicados por los cambios en la posición de los “Southern

Hemisphere Westerlies” (SHW) o vientos del oeste y del frente polar antártico. Es

importante destacar que la fuerza y la posición de los SHW alrededor de los 55º S,

principalmente en la porción correspondiente al Océano Atlántico, ha sido altamente

dinámica durante la transición Pleistoceno-Holoceno. Cabe mencionar, además, que la

temperatura superficial del mar (SST: “sea surface temperature”) ha sido parte del

complejo mecanismo que desencadenó y controló el efecto bipolar (Blunier y Brook,

2001; EPICA, 2006).

El enfriamiento de la superficie del océano, durante el episodio ACR se ha

documentado en el sur de Australia, el sureste del Océano Pacífico y en el sur del

Océano Atlántico. Estos enfriamientos sugieren cambios en la atmósfera y en la

circulación oceánica hasta los 36º S (Hodgson y Sime, 2010). Aquel episodio frío

parece ser una expresión del efecto bipolar entre los dos hemisferios pero aún continúa

sin determinarse si este efecto fue liderado por el océano, por la atmósfera o por ambos

(Putnam et al., 2010).

Los análisis realizados en Laguna Cascada indicarían que este lugar experimentó

los efectos de los SHW durante el ACR. Según Whittacker et al. (2011), la

intensificación de los SHW durante el ACR se debe a condiciones regionales más frías

que forzaron tanto al frente polar como al subtropical hacia una posición más ecuatorial.

La gyttjia limo arcillosa que aparece a los 435 cm (12.700 años cal A.P.)

coincide con un cambio en los ensambles de diatomeas. Aquí comienza la sub-zona Ic

(Fig 33, Capítulo 5) hasta los 400 cm (9200 años cal A.P.). Las especies que dominan

este sector son Brevisira arentii, Stauroforma exiguiformis y varias Aulacoseira spp. La

primera se encuentra preferentemente en lagos someros de aguas turbias (Flower, 2005)

y asociada a altas concentraciones de carbono orgánico disuelto (DOC: “disolved

organic carbon”; Köster y Pietnitz, 2006) en la columna de agua. La presencia de estas

diatomeas sugiere el desarrollo de una nueva fase en Laguna Cascada. Los sedimentos y

los análisis geoquímicos indican un incremento en la productividad, condiciones

templadas y bastante áridas (Unkel et al., 2008). Estas condiciones más templadas

habrían posibilitado el crecimiento de vegetación acuática alrededor del lago,

120

Discusión

proporcionando así nuevos hábitats y sustratos para el crecimiento de las diatomeas

(Fig. 45 c) (Douglas y Smol, 1995).

El retroceso de los glaciares causado por temperaturas más cálidas ha sido

registrado en el Estrecho de Magallanes entre 12.600 y 11.800 años cal A.P.

(McCulloch y Davies, 2001; McCulloch et al., 2005). Este período se corresponde con

el denominado “Younger Dryas” (YD), un episodio breve pero muy frío documentado

en el Hemisferio Norte (Broecker et al., 2010), que terminó con el interestadial Bølling-

Allerød (B-A) en dicho hemisferio. Los resultados presentados por McCulloch et al.

(2005) podrían estar indicando un desfasaje durante el periodo Tardiglacial entre

Patagonia y el Hemisferio Norte. Hasta el momento, la evidencia disponible no permite

lograr un consenso sobre la existencia de un episodio frío comparable al YD en las

regiones más meridionales de Sudamérica (Rabassa, 2008).

Dentro de este marco climático, Laguna Cascada se conforma como una

verdadera cuenca lacustre. El comienzo de la zona II (Fig 33, Capítulo 5) está

caracterizado por la depositación de una gruesa capa de ceniza, probablemente

correspondiente a la primera erupción del volcán Hudson. El aporte de nuevos

minerales, especialmente de sílice, contribuyó a modificar el estado trófico de la laguna.

Esto habría favorecido un gran desarrollo de especies del género Aulacoseira. La gran

abundancia de estas especies sugiere altos niveles lacustres y una muy buena mezcla en

la columna de agua. Además, la muy buena mezcla podría sugerir un momento

caracterizado por una alta frecuencia e intensidad de los SHW. La discordancia erosiva

entre los 325 y 345 cm correspondería a un fuerte episodio de escurrimiento superficial,

posiblemente de tipo aluvional. Las muestras analizadas, correspondientes a esta

discordancia, contienen pocas valvas de diatomeas, que aparecen muy fragmentadas. En

general, desde 9200 años cal A.P. hasta 5000 años cal A.P., la litoestratigrafía, los

análisis geoquímicos (Unkel et al., 2010) y los presentes estudios diatomológicos

indican fuertes condiciones ventosas, aumento en las precipitaciones y un incremento en

los procesos de escorrentía superficial. La cantidad de bromo (Br) en los sedimentos de

Laguna Cascada se incrementó a 8500 años cal A.P. (Fig. 47) y se mantuvo elevada

hasta los 4500 años cal A.P. (Unkel et al., 2010). Este elemento proviene de las sales

marinas y aumenta en períodos de tormentas fuertes y recurrentes (Unkel et al., 2010).

Como ya se mencionó, el clima de la Isla de los Estados está estrechamente vinculado

con la posición del cinturón de los SHW. Desde los orígenes de la cuenca de Laguna

Cascada, el movimiento de estos vientos fue muy dinámico influyendo de manera

121

Discusión

directa en el desarrollo de la vegetación y del ambiente lacustre. Luego de los 6300 años

cal A.P., de acuerdo con la alta frecuencia de Aulacoseira spp., los resultados estarían

indicando condiciones ventosas y abundantes precipitaciones hasta 4900 años cal A.P.

Después de 4900 años cal A.P. y hasta 3500 años cal A.P., la notable

disminución en el grupo de Aulacoseria spp. y la reaparición en el registro de Brevisira

arentii junto con especies bénticas afines a ambientes de turberas (Fig 33, Capítulo 5 y

Fig. 45 d) sugieren condiciones muy húmedas, frías y un mayor desarrollo de

vegetación en los márgenes del lago. La vegetación comenzó a crecer progresivamente

desde los márgenes avanzando hacia el centro del lago. Esto estaría indicando el pasaje

repentino de un ambiente puramente lacustre hacia uno de turbera en este sector de la

laguna (Fig. 45 d). La variabilidad hidrológica se ve reflejada en el cambio de la

abundancia relativa de especies bénticas a planctónicas o viceversa (Gaiser y Rüland,

2010). Otros estudios paleoclimáticos realizados en Isla de los Estados (Ponce, 2009;

Ponce et al., 2011a; Björck et al., 2012) sugieren condiciones hiperhúmedas,

caracterizadas por abundantes precipitaciones y condiciones ventosas para ese

momento. Esto nos lleva a interpretar el cambio de los ensambles de diatomeas, no

como un descenso en las precipitaciones sino como el resultado del crecimiento de una

vegetación propia de turberas en Laguna Cascada. Además, podría estar vinculado con

diferencias en la batimetría de la laguna, en donde las zonas más someras hayan

derivado en turbera, y las zonas más profundas se hayan perdurado como lago.

Es importante destacar la depositación hacia los 235 cm de un nivel de ceniza,

probablemente correspondiente con la segunda erupción del Monte Burney (Unkel et

al., 2010). Entre los 3500 y los 1865 años cal A.P., Brevisira arentii llega a alcanzar un

pico de 50%, y luego comienza a disminuir a expensas de un aumento de especies

bentónicas y propias de turbera, lo que podría indicar que el ambiente estaba llegando a

un equilibrio.

La variación de la temperatura y las precipitaciones en distintas regiones de

Patagonia no sólo es producto del cambio en la posición latitudinal de los SHW y la

extensión del hielo marino, sino también del complejo mecanismo de circulación

oceánica (Unkel et al., 2010).

La transición en la secuencia de Laguna Cascada de un ambiente lacustre a uno

de turbera parece haber sido progresivo en un contexto caracterizado por una tendencia

hacia una alta variabilidad de la temperatura a lo largo de todo el Holoceno.

122

Discusión

Figura 45. Esquema mostrando la evolución de Laguna Cascada: a-Lago sin vegetación, b-Aumenta el nivel del lago y se inicia el desarrollo de vegetación acuática, c-La vegetación de turbera comienza a

colonizar los márgenes del lago y se instala en el área un bosque abierto, d-Desarrollo de la turbera sobre el lago con presencia de un bosque cerrado.

123

Discusión

Figura 46. Carbono Total (TC) y la relación Carbono/Nitrógeno (C/N) del testigo de Laguna Cascada. En la parte superior se muestran las unidades correspondientes al testigo. (Modificado de Unkel et al., 2008).

Figura 47. Medición a través de rayos X de los elementos: Bromo (Br), Potasio (K), Titanio (Ti), Circonio (Zr), Hierro (Fe), Estroncio (Sr) del testigo de Laguna Cascada. Las unidades litológicas están indicadas

en la parte superior. Los niveles de ceniza más importantes tentativamente correspondiente con H1 (ca.8500 años cal A.P.) y con la erupción del Mt. Bourney 2 (ca. 4500 años cal A.P.), están indicados con

barras de color gris. (Modificado de Unkel et al., 2010).

124

Discusión

6.2. Turbera Lago Galvarne: evidencia del aumento del nivel del mar y desarrollo

paleoambiental. Implicancias para la exploración humana en Isla de los Estados.

En Tierra del Fuego existen evidencias de niveles relativos del mar más elevado

que el actual durante el Holoceno, conocidos desde la Expedición Sueca desarrollada

entre 1907-09 (Nördenskjöld, 1898; Halle, 1910; Urien, 1966). En las costas del Canal

Beagle se observan características geomorfológicas similares a aquellas presentes en

Isla de los Estados (Ponce et al., 2009). El ascenso glacioeustático ocurrido luego del

“Último Máximo Glacial” (UMG) (ca. 24.000 años cal A.P.; Rabassa, 2008) llevó a que

el Canal Beagle presentara condiciones marinas hace ca. 8000 años C14 A.P. (Rabassa et

al., 1986; Gordillo et al., 1992). Hasta el momento, no se han encontrado terrazas

marinas holocenas elevadas en Isla de los Estados como las que existen en otras partes

de la Isla Grande de Tierra del Fuego. Una posible explicación a estas circunstancias

corresponde a un descenso tectónico regional (Ponce et al., 2009). Rabassa et al. (2003)

discutieron sobre la presencia de actividad tectónica diferencial en la costa sur de la Isla

Grande de Tierra del Fuego. Estos autores postularon la existencia de bloques con

movimientos ascendentes y descendentes que habrían tenido lugar en fracturas

regionales. Estas fracturas habrían estado activas principalmente en el Holoceno tardío,

originando niveles de playas marinas elevadas al oeste de Estancia Harberton y hasta el

límite con Chile, y, hacia el este, se han observado niveles marinos holocenos y restos

de un bosque de Nothofagus sumergido en Bahía Sloggett por debajo del nivel del mar

actual (Rabassa et al., 2003; Rabassa et al., 2005). Estas condiciones podrían haberse

replicado e incluso magnificado en Isla de los Estados, lo que habría provocado la

inundación de las artesas con el consecuente desarrollo del gran número de fiordos que

recortan el contorno de la isla y la existencia de una menor altura de los pisos de los

circos en comparación con los de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Ponce, 2009;

Ponce et al., 2009).

La turbera de Lago Galvarne en Isla de los Estados apoya lo expuesto

anteriormente, ya que los depósitos de la transgresión marina del Holoceno medio se

encuentran a unos 4,5 a 5 metros de profundidad. Los sedimentos de Lago Galvarne

(Tabla 12) indican el desarrollo de una turba humificada hacia los 6 m (unidad 3), luego

evolucionan hacia una turba poco humificada (unidad 4a) para concluir, antes de la

influencia marina, en una turba rica en minerales (unidad 4b). Es decir, que hasta antes

125

Discusión

de los 8100 años cal A.P. dominaba en la cuenca un ambiente de tipo continental,

asociado al desarrollo de la turbera. Posteriormente, los estudios de diatomeas sugieren

una fuerte influencia marina en la cuenca, por el predominio de especies

marino/salobres (epífitas) como Opephora olsenii, Cocconeis scutellum y Nitzschia

granulata acompañadas de especies de aguas salobres/dulciacuícolas como Cocconeis

placentula, Gyrosigma nodiferum y Cyclotella meneghiniana entre los 8000 y 7400

años cal A.P. (Fig. 36, Capítulo 5). Además, los análisis geoquímicos indican un

aumento gradual de los valores de Bromo (Br) después de los 8500 años cal A.P., lo

cual puede ser explicado por el incremento de los aerosoles marinos o influencia marina

directa (Unkel et al., 2010) producto de una mayor influencia en las condiciones

ventosas. Este incremento de la influencia marina en la cuenca estaría indicando la

presencia de un evento transgresivo-regresivo, posiblemente correlacionable con la

transgresión del Holoceno medio, evento registrado a nivel regional y global. Entre los

7400 y los 3700 años cal A.P., se habría desarrollado en Lago Galvarne un ambiente de

tipo albufera (o quizás, de fiordo) evidenciado por la alta frecuencia de especies epífitas,

salobres con algunas de agua dulce, como por ejemplo: Cocconeis placentula,

Gyrosigma nodiferum, Cyclotella meneghiniana, Platessa oblongella, Stauroforma

exiguiformis (Fig. 36). Luego de los 3700 años cal A.P., la cuenca habría dejado de

tener influencia marina o de aguas salobres. Esto se puede observar con las unidades

estratigráficas 8 y 9, con un alto contenido orgánico (40-60%), valores altos de C/N; y

bajos de concentración de iones de Br (bromo), Fe (hierro) y de susceptibilidad

magnética (Fig. 48) (Unkel et al., 2010). Las diatomeas identificadas en estas unidades

son exclusivamente de agua dulce. La especie dominante es Brevisira arentii (también

registrada para Laguna Cascada), acompañada por Pseudostaurosira brevistriata,

Aulacoseira sp., Eunotia kocheliensis, Eunotia paludosa, Eunotia minor, Eunotia

praerupta y Eunotia sp. con frecuencias variables. La influencia marina habría

terminado a causa de un nuevo descenso eustático global, acompañado por el desarrollo

de un extenso cordón de playa o cordón litoral, el cual separó al actual Lago Galvarne

del mar. El desarrollo de estos cordones litorales puede producirse por eventos

meteorológicos excepcionales como tormentas o arrastre de hielo (“ice push”); por olas

de tsunamis o por repetición de eventos tectónicos (Gordillo et al., 1992). Para la Isla de

los Estados se considera como más probable el último de los factores mencionados

(Ponce et al., 2009). Las unidades más modernas no fueron objeto de análisis

diatomológico pero de acuerdo a los estudios sedimentológicos, la cuenca de Lago

126

Discusión

Galvarne habría evolucionado desde condiciones ligeramente lacustres hacia otras

condiciones fuertemente influenciadas por el desarrollo de vegetación terrestre, es decir,

afines a las plantas que componen las turbas.

Ponce (2009) aplicó modelos digitales de elevación del terreno y de ascenso del

nivel del mar con el fin de determinar la cota mínima a la cual se habría producido la

separación definitiva entre la Isla Grande de Tierra del Fuego e Isla de los Estados y la

posterior formación del Estrecho de Le Maire. La profundidad máxima de este estrecho

fue estimada en unos 85 m por debajo del nivel del mar actual. Fleming et al. (1998)

propusieron una curva de ascenso del nivel del mar global desde el UMG (Último

Máximo Glacial) hasta la actualidad. Tomando en cuenta esta curva, la profundidad de -

85 m habría sido alcanzada por el mar en ascenso hacia los 12.500 años C14 A.P.

(15.000 años cal A.P.). Esta curva no tiene en cuenta el ascenso por reajuste

glacioisostático local. Sin embargo, se puede tomar esta edad como próxima al

momento en que la Isla de los Estados adquiere su configuración actual (Ponce, 2009).

Figura 48. Medición a través de rayos X de los elementos Bromo (Br) y Hierro (Fe) del testigo

Turbera Lago Galvarne. Se muestran los valores de la susceptibilidad magnética, K (10 -5), y de la relación Carbono/Nitrógeno (C/N). En la parte superior se indican las unidades estratigráficas.

(Modificado de Unkel et al., 2010).

127

Discusión

Lo expresado anteriormente resulta interesante para evaluar la posibilidad de

encontrar sitios vinculados al poblamiento temprano en Isla de los Estados. Los sitios

arqueológicos con fechados de alrededor de los 10.000-11.000 años C14 A.P. sólo se

sitúan en el sector norte de la Isla Grande de Tierra del Fuego. Teniendo en cuenta un

modelo derivado de la información arqueológica actual, considerando edades máximas

para la ocupación meridional (Massone, 2004) y edades máximas de la tecnología

náutica regional (Orquera y Piana, 1999), no sería esperable la existencia de un

poblamiento temprano en Isla de los Estados (Borrero, 2011).

Según el fechado radiocarbónico basal de la turbera más antigua conocida hasta

la actualidad, Laguna Cascada, la deglaciación del lugar habría comenzado con

anterioridad a los 16.000 años cal A.P. (Unkel et al., 2008). Sin embargo, la isla no

habría estado totalmente libre de hielo hasta después de los 12.500 años cal A.P. (Unkel

et al., 2008). Esto es importante para discutir la posibilidad de encontrar ambientes

disponibles para habitar, los cuales se encontrarían en una etapa de transición. El bosque

bien desarrollado se estableció hacia los 7600 años C14 A.P. (Ponce, 2009) y los

recursos faunísticos habrían sido los presentes en las costas de la isla. Es decir, que de

esperarse una colonización de la isla debería ser para después del Holoceno temprano.

Además, teniendo en cuenta las edades registradas en sitios (por ejemplo, Bahía

Valentín, Fig. 50) ubicados en Península Mitre (extremo suroriental de Tierra del

Fuego) (Vázquez et al., 2007; Vazquez et al., 2011) y en algunas islas del archipiélago

Cabo de Hornos, todos corresponden al Holoceno medio. Y entonces, habría que

evaluar por qué no se encuentran sitios en la Isla de los Estados entre los 7000 y 4000

años cal A.P. Como se mencionó en el apartado anterior, las condiciones habrían sido

muy ventosas entre 8700 y 4800 años cal A.P., esto podría haber dificultado el cruce del

Estrecho de Le Maire vía marítima (Fernández et al., 2012). Sin embargo, no se pueden

descartar otro tipo de factores como: el sesgo de muestreo, a eventos puntuales de

asentamientos exploratorios, tal vez de colonización y viajes esporádicos, los cuales en

ese ambiente dejarían una baja señal arqueológica, el hundimiento tectónico que se

registra en el extremo oriental de la Isla Grande de Tierra del Fuego y que se extiende

hacia Isla de los Estados (Rabassa et al., 2003; Ponce et al., 2009) o a otros factores que

aún desconocemos.

En la Isla de los Estados, las manifestaciones de ocupación se concentran en la

costa y no en el interior (Chapman, 1987; Horwitz, 1990, 1993). Sólo existe un sitio,

BC I (Bahía Crossley) conocido en estratigrafía, y éste posee una antigüedad de 2730 ±

128

Discusión

90 años C14 A.P. (2868 ± 87 años cal A.P.); el resto de los sitios descriptos en la

literatura son concentraciones de materiales líticos y óseos, en diferentes playas como

por ejemplo, Bahía Colnett, Bahía Flinder y Bahía Crossley (Fig. 49). El sitio BC I se

ubica en la sección suroeste de playa Zaratiegui y fue registrado originariamente por

Anne Chapman en el año 1982. Se trata de un conchero estratificado, que se apoya

sobre una playa de arena (Horwitz, 1990). Se encontraron huesos dispersos, artefactos

líticos y restos de fauna. BC I era un sitio de grandes dimensiones que fue cubierto por

una duna de arena de 4 m de altura. La playa Zaratiegui está protegida del frío y de los

vientos del norte y del sur pero, sin embargo, permanece expuesta a los vientos del oeste

(Horwitz, 1990, p. 181). En la parte del sitio que no ha sido erosionada, se hallaron tres

concheros superpuestos, separados por capas de arena de color gris, las cuales contenían

restos de materiales arqueológicos pero en cantidades menores (Horwitz y Scheinsohn,

1996). Una porción del sitio, elevado en una terraza a 2,5 m, presentaba materiales

líticos dispersos. También se recolectaron algunos huesos de pinnípedos con bajo grado

de preservación (Horwitz, 1990). Los primeros exploradores utilizaron materias primas

locales (rodados de playas marinas encontrados a lo largo de las costas de la isla) para

confeccionar los artefactos líticos hallados en BC I.

Figura 49. Sitios arqueológicos registrados en Isla de los Estados (Chapman, 1987; Horwitz, 1990).

129

Discusión

Bahía Crossley, donde se registró este sitio arqueológico, presenta una serie de

características favorables para su ocupación, tales como: cercanía a la Isla Grande de

Tierra del Fuego, corrientes marinas combinadas que junto con las mareas posibilitan y

ayudan el cruce por el Estrecho de Le Maire, protección de los fuertes vientos del

sudoeste y amplia disponibilidad de recursos (Horwitz y Weissel, 2011). Según la

información etnográfica (Gusinde, 1986; Chapman, 1987), la Isla de los Estados habría

sido parte del universo simbólico para las sociedades nativas. Incluso, los grupos

canoeros que interactuaron con L. Bridges (1933), llamaban a la isla “Chuani-sin” o

“país que tiene sobreabundancia de comida” (Chapman, 1987). La isla y su entorno

sirvieron como una imagen de referencia cultural. Para los grupos Selk´nam y Haush

(etnias que habitaban el norte y este de la Isla Grande de Tierra del Fuego,

respectivamente), la isla habría sido parte de las creencias mitológicas referentes a la

creación del mundo pero para los Yámanas (etnia que habitaba las costas del Canal

Beagle) habría representado un lugar con riqueza o disponibilidad de recursos y

vinculado con actividades mundanas (Horwitz y Weissel, 2011).

Tal como se mencionó antes, el archipiélago de Tierra del Fuego quedó separado

del continente durante la transición del Holoceno temprano al Holoceno medio y las

implicancias de ese aislamiento quedaron documentadas en la isla (Orquera y Piana

1999, 2000, 2005; Ocampo y Rivas, 2000, Salemme y Bujalesky, 2000; Favier Dubois y

Borrero, 2005; Salemme et al., 2007a) y en el área continental (Legoupil y Fontugne,

1997). En las estepas fueguinas al norte de la Isla Grande de Tierra del Fuego, los

primeros pobladores desarrollaron una vida nómade cazadora recolectora, especializada

en la caza del guanaco y con aprovechamiento ocasional de los recursos marítimos. Los

sitios antiguos o más tempranos, excluyendo Tres Arroyos y Alero Marazzi, con fuertes

evidencias de haber sido ocupados durante el Pleistoceno final y la transición

Pleistoceno/Holoceno (Massone, 1987, 2004; Morello et al., 1999), son los encontrados

hasta el momento a partir del Holoceno medio: Río Chico 1 (53º 33.4´S; 68º 03´O)

(5856 ± 44 años C14 A.P., 6676 ± 53 años cal A.P.; Santiago et al., 2007), Cerro

Bandurria (5700 ± 180 años C14 A.P., 6526 ± 191 años cal A.P.; Favier Dubois y

Borrrero, 2005) y La Arcillosa 2 (53º 34´S; 68º 02´O) (5508 ± 48 años C14 A.P., 6328 ±

49 años cal A.P.; Salemme et al., 2007a).

Sin embargo, hacia los 6400 años C14 A.P. (7300 años cal A.P.) ocurrió un

importante cambio en el Canal Beagle, ya que se desarrolló allí un estilo de vida

adaptado a la explotación de recursos litorales (Orquera y Piana, 1999; Orquera, 2005).

130

Discusión

De acuerdo con Legoupil y Fontugne (1997), esta adaptación habría comenzado en las

márgenes del Estrecho de Magallanes o en el Canal Beagle, debido a que estos lugares

eran abiertos y menos lluviosos. Sin embargo, estos autores consideran que un estilo de

vida como ése podría haberse iniciado más al norte y posteriormente haberse expandido

hacia el sur, debido a la alta movilidad de los grupos canoeros. Por el contrario, Orquera

y Piana (1999, 2009) sostienen que el Canal Beagle habría sido el lugar menos probable

para un tipo de especialización como ésta y proponen como lugares más probables a la

Isla de Chiloé (42º 36´ S; 73º 57´O) o el Seno de Otway, en la porción oeste del

Estrecho de Magallanes, ambos sitios en Chile (Orquera y Piana, 2005, 2006). En esta

zona habría sido más fácil el tránsito desde y hacia el interior, y la recolonización del

bosque de Nothofagus se habría producido antes de los 7980 años C14 A.P. (8834 años

cal A.P.). Los árboles del bosque constituyen un recurso clave para la confección de

canoas.

Varios fechados radiocarbónicos de los sitios arqueológicos a lo largo de la costa

de los fiordos chilenos y el Canal Beagle ubican la ocupación durante el Holoceno

medio. En el Canal Beagle, el fechado radiocarbónico más temprano proviene del sitio

Imiwaia I (7840 ± 50 años C14A.P., 8650 ± 67 años cal A.P.; Orquera y Piana, 2009).

Los conjuntos líticos del sitio Túnel I (6680 ± 210 años C14A.P., 7562 ± 190 años cal

A.P.; Orquera y Piana, 2009) se asemejan a los de Imiwaia I que recuerdan a aquellos

producidos por los cazadores terrestres (Orquera y Piana, 2009). Hacia los 6500 años

cal A.P. el Canal Beagle ya estaba habitado por grupos que habrían explotado los

recursos marinos como en el “Segundo Componente” de Túnel I y en el “Componente

Inferior” de Imiwaia I (Orquera y Piana, 1999, 2009). Dentro de los conjuntos

artefactuales se distinguieron los arpones de punta desmontable con base cruciforme y

los multidentados que hicieron más efectivo la caza de lobos marinos desde el agua

(Orquera y Piana, 1999). El alcance de áreas alejadas dentro de los canales fueguinos

fue posible por medio de canoas y a cambios en las estrategias de diversificación

(Zangrando, 2009). Dentro de estas áreas se pueden citar la Isla Navarino (6120 ± 80

años C14A.P., 7019 ± 115 años cal A.P.; Legoupil, 1993-94), la Isla de los Estados, y

otras islas situadas en el Cabo de Hornos (sitio Bayly 1410 ± 50 años C14A.P. 1331 ± 31

años cal A.P.; Legoupil, 1993-94) (Fig. 50).

131

Discusión

Figura 50. Archipiélago fueguino. Sitios arqueológicos mencionados en la discusión. (1)Tunel,

(2) Inmiwaia I, (3) Bahía Valentín, (4) Grandi, (5) BC I, (6) Bayly I.

Los canoeros utilizaron la mayor parte del tiempo viajando entre los lugares

poseedores de recursos y en busca de las mejores materias primas. Bettinger (2001)

llamó a esto “traveler and time minimizing foraging strategy” (estrategia forrajeadora

con minimización del tiempo y el viaje). La abundante y homogénea distribución de

recursos tanto terrestres como marinos posibilitó la alta movilidad en las sociedades

cazadoras recolectoras en la parte más austral del continente Sudamericano (Orquera y

Piana, 2006). Además de la alta movilidad residencial, los cazadores recolectores y

pescadores del sur, tuvieron un universo simbólico muy fuerte, que sustentó diversas

ceremonias comunales en lugares muy precisos del espacio del archipiélago. Por

ejemplo, consumir una ballena varada llevaba varios días y este evento puntual hacía

que se reunieran varias familias aprovechando la ocasión para celebrar ceremonias

sagradas (Gusinde, 1986).

La expansión de los canoeros fueguinos por el extremo oriental de la Isla Grande

de Tierra del Fuego, más precisamente en Península Mitre e Isla de los Estados,

presenta aún hoy muchos interrogantes. No obstante, en la actualidad se están

desarrollando nuevas líneas de investigación que retoman con esmero las primeras

investigaciones desarrolladas en el área (Zangrando et al., 2011).

6.3. Paleolago Piedra Museo

La flora diatomológica encontrada en esta localidad esta compuesta,

principalmente, por especies aerófilas y euterrestres (es decir, que pueden vivir en sitios

húmedos o secos). Hay pocas especies de diatomeas euterrestres y, en la actualidad, es

escaso lo que se conoce de su comportamiento (Johansen, 2010).

132

Discusión

A las diatomeas que habitan en las regiones polares son a las que se les ha dado

mayor importancia y muchas de ellas son aerófilas. Uno de los factores que determinan

la distribución de las diatomeas es la disponibilidad de humedad (Van der Vijver et al.,

2002b), así lo más crucial relacionado a su supervivencia es la exposición a largos

períodos de desecación. Pinnularia borealis [aerófila, mesotrófica y halofila (Vos y de

Wolf, 1993)] fue una de las especies que apareció con mayor frecuencia en el testigo del

paleolago de Piedra Museo (Fig. 38). Con respecto a la temperatura, los hábitats aéreos

experimentan fluctuaciones diarias mayores que los hábitats acuáticos y éste puede ser

un factor limitante para algunas especies. En este sentido, los ensambles de diatomeas

en el paleolago de Piedra Museo son completamente distintos a los encontrados en Isla

de los Estados. Por otro lado, la mayoría de las diatomeas aéreas son indicadoras de una

baja disponibilidad de nutrientes y su distribución se ve estrictamente influenciada por

el pH de los sustratos. Algunos taxones parecen ser menos sensibles a las variaciones en

el pH, el caso más evidente es el de Hantzschia amphioxys, que tolera un rango de

ocurrencia entre 5.6-8.5 (Johansen, 2010).

La conductividad elevada es otra de las características de los hábitats aéreos. Por

ejemplo, en especies como L. cohnii, L. mutica, y L. nivalis pueden tolerar salinidades

moderadamente bajas, mientras que H. amphioxys y P. borealis, dos especies

comúnmente halladas en hábitats aéreos, son consideradas características de aguas

ligeramente salobres (van Dam et al., 1994).

Las especies identificadas en el metro superior de la columna sedimentaria del

paleolago son características de cuerpos de agua que se secan temporalmente. Como se

dijo anteriormente, los factores clave que pueden influir en la distribución de las

diatomeas aéreas son la resistencia a la desecación, altas temperaturas, pH, alta

conductividad y la baja disponibilidad de nutrientes (Johansen, 2010). Observando la

Figura 38 se puede distinguir la presencia de especies del género Aulacoseira que

sugieren la presencia de agua. Pero ¿podrían éstas haber proliferado en momentos de

mayor humedad causada por abundantes precipitaciones? O quizás, ¿podrían haber

crecido charcas temporarias desarrolladas en determinados lugares del antiguo

paleolago en vías de desecación? Éstas son preguntas que todavía permanecen abiertas.

El estudio zooarqueológico de la UE 2 del sitio AEP-1 (Piedra Museo) (correspondiente

al Holoceno medio, tabla 3 en capítulo 2) (Fig. 17) realizado por Miotti y Marchionni

(2011), indicaron una intensa actividad de procesamiento final de presas (guanacos).

Los estudios geomorfólógicos tanto regionales como locales, sugieren que la formación

133

Discusión

del depósito arqueológico se generó bajo condiciones áridas y semiáridas ca de los 7500

años C14 A.P. (8300 años cal A.P.) (Zárate et al., 2000). Luego, hacia los 7000 años C14

A.P (7800 años cal A.P.), condiciones ambientales estables y un aumento en la

humedad efectiva (Borromei, 2003) en la cuenca, habrían generado la conformación de

un suelo local. La UE 2 se corresponde con el horizonte IIA del cual se infiere alta

actividad orgánica generada por el crecimiento de plantas graminosas y de pantano

(Miotti y Marchionni, 2011). La acción de las raíces de dichas plantas habría removido

la estructura del depósito, causada por la búsqueda de las zonas de mejor drenaje e

inundación. Además, habrían causado modificaciones en la superficie de los restos

óseos. Todo esto nos permite corroborar la existencia en el pasado, de aquellos

momentos de mayor humedad efectiva, que habrían facilitado la ocupación de esos

espacios por parte de las primeras sociedades humanas. Incluso nos hizo pensar en las

condiciones ambientales micro-locales, en términos pedogenéticos, que habrían

afectado la conservación de los materiales. Y a la vez, sirven de información sólida para

comprender la evolución de la cuenca del paleolago de Piedra Museo a lo largo del

Holoceno.

Por el momento no contamos con dataciones de la cuenca, ni con valores de las

tasas de sedimentación del paleolago. Sin embargo, en el primer metro superficial

muestreado, es posible que puedan estar comprendidos los últimos mil años (J. Rabassa,

comunicación personal). La desecación del cuerpo de agua debe haber sido paulatina y

puede haber ocurrido en algún momento durante el Holoceno. Las aguadas localizadas

frente al sitio arqueológico, actualmente activas, deben haberse utilizado como una

fuente de agua secundaria en aquellos momentos de mayor humedad. Es también

posible, quizás, que las aguadas estuvieran cerradas ya que no habría sido necesario

entonces su apertura y limpieza, por disponer los primeros habitantes de agua dulce del

que entonces era un lago activo. Las lagunas y arroyos temporarios en la meseta son

comunes; y dependen principalmente de las precipitaciones tanto pluviales como

nivales.

Borromei (2003) realizó estudios palinológicos en el alero AEP-1 de Piedra

Museo, en la Meseta de Santa Cruz. Sus resultados muestran que en los últimos 100

años la vegetación se asemeja a la estepa de arbustos modernos y de vegetación halófita

desarrollada en el sector este del semidesierto. La aridez en el semi-desierto patagónico

estaría más relacionada con los fuertes vientos que producen altos índices de

evaporación (Walter y Box, 1983) que con las temperaturas elevadas durante el verano.

134

Discusión

Los análisis polínicos se corresponden con los ensambles de diatomeas identificados en

el paleolago y sus cercanías.

La gran mayoría de las muestras superficiales tomadas en el paleolago Piedra

Museo contienen diatomeas fragmentadas. Los aspectos tafonómicos de los resultados

obtenidos serán discutidos en el apartado correspondiente.

Como se planteó en la Hipótesis 1 (Capítulo 1), la evidencia de humedad en

Patagonia está dada por los restos óseos de megafauna (Miotti y Salemme, 1999, 2005)

y por las secuencias de polen en los distintos sitios (Mancini, 1998, Páez et al., 1999;

Borromei, 2003) y coincide con lo inferido a partir de la composición específica y

estructura de los ensambles de diatomeas recuperados de los perfiles sedimentológicos

analizados. En la Cueva Maripe se pueden ver signos de humedad más claros y fuertes,

que se discuten en el acápite 6.4.

Los análisis de las diatomeas en el paleolago de Piedra Museo fueron aplicados

de manera preliminar ya que no se pudo evaluar si efectivamente el paleolago era un

cuerpo lacustre bien constituido para los distintos momentos de ocupación del alero.

Los ensambles de diatomeas sugieren un ambiente semi-aéreo de tipo litoral.

Sin embargo, a lo largo de las 6 unidades sedimentarias del sitio AEP-1, el

estudio de la arqueofauna (Miotti, 1995; 1996; Miotti et al., 1999; Miotti y Salemme

2005; Miotti y Marchionni 2011) y de los conjuntos líticos (Miotti y Cattáneo, 1997;

Cattáneo, 2002; 2005; Hermo, 2008) brindaron una confiable cantidad de datos para

comprender el rol del sitio en el proceso de poblamiento en Patagonia y en particular, de

la Meseta Central en el mapa arqueológico de sitios tempranos (Cardich, 1987; Paunero,

2001; Miotti 1989 (1998), Franco et al., 2010).

En AEP-1, se realizó, especialmente, el análisis detallado de restos de Lama

guanicoe, aplicando distintos índices numéricos en las unidades más antiguas (UE 6 y

UE 4/5; Miotti et al., 1999; Miotti y Salemme, 2005), y en las unidades superiores

correspondientes al Holoceno medio y tardío (Miotti y Marchionni, 2010; 2011). Las

observaciones en las fracturas de los huesos, las huellas de corte y las modificaciones

producidas por el fuego indicaron que las pilas óseas halladas eran producto de

actividades de caza y que representaban un lugar de aprovisionamiento y procesamiento

de presas (Miotti 1996; Miotti et al., 1999; Miotti y Salemme, 2005).

De acuerdo con crónicas históricas, los habitantes de la región Patagónica

(“Aonikenk” o “Tehuelches”), poseían un lugar en donde practicaban caza masiva

(Claraz, 1988). Dicho lugar en Patagonia norte se denominó “Yamnagoo”, que significa

135

Discusión

“paraíso donde el agua y la caza son abundantes” (Claraz, 1895) y se parece a Piedra

Museo principalmente porque se trata de una cuenca cerrada con un lago somero (en la

actualidad, un extenso paleolago), rodeada de colinas, abundantes hierbas (pastos) y

muy rica en recursos faunísticos (Miotti et al., 1999). Los cazadores-recolectores

pleistocénicos habrían contado con una cantidad de fauna estable a lo largo de todo el

año en este lugar.

“Taguatagua”, otro sitio con un contexto similar al de Piedra Museo, ubicado en

la zona central de Chile (Núñez et al., 1994) se encuentra asociado a un lago y en sus

secuencias sedimentarias se reconocieron megamamíferos (Stegomastodon humboldti,

mastodontes), Antifer niemeyeri (ciervos) y Equus sp (caballos), en relación con una

tecnología lítica (artefactos líticos formatizados), principalmente “puntas Fell” (cola de

pescado o PCP) (Nuñez et al., 2001). Los sitios fueron datados entre los 11.000 y

10.000 años C14 A.P. Las condiciones climáticas cambiantes hacia el final del

Pleistoceno afectaron sensiblemente los llamados ecorefugios para los mastodontes

(Stegomastodon humboldti) (Núñez et al., 1994), cuyas manadas se concentraron en

lagunas y vertientes sometidas a una alta vulnerabilidad por sequías críticas. En este

sentido, éste fue el lugar predilecto por los cazadores tempranos de Sudamérica.

El contexto temprano de AEP-1 se relaciona con el Nivel 11 del sitio Los Toldos

y con el supuesto inicio del “Toldense” formulado por Cardich et al. (1973) en cerca de

11.000 años C14 A.P., en base al fechado obtenido por Bird en Cueva Fell (Bird, 1970).

Tanto en Los Toldos como El Ceibo no se hallaron puntas cola de pescado en

estratigrafía, pero el resto de los materiales líticos se asemeja a los de AEP-1. Cardich

afirma que una “punta cola de pescado” (PCP) fue encontrada en superficie en el

cañadón de Los Toldos (ver Politis, 1991) pero hasta el momento esa punta, nunca fue

descripta ni documentada a través de imágenes fotográficas.

En el área de Magallanes, los sitios en donde se realizaron actividades de caza y

procesamiento de presas son Cueva Fell, Cueva Palli Aike, Cerro Sota, Cueva del

Medio I y II, y Cueva del Milodon, ya citados y descriptos en el Capítulo 3. La industria

lítica está caracterizada por una tecnología uni y bifacial. Las PCP no se encontraron en

Cueva del Milodon. Por último, las ocupaciones de esos sitios oscilan entre los 12.000 y

8500 años cal A.P.

136

Discusión

6.4. Cueva Maripe

Los análisis preliminares de diatomeas en sedimentos de Cueva Maripe

contribuyen a ampliar el conocimiento sobre la ficoflora de la Meseta Central del

Deseado. La preservación de los restos silíceos en ambas cámaras es diferencial, y lo

mismo ocurre en los contextos arqueológicos (Miotti et al., 2007, 2008). La gran

cantidad de valvas fragmentadas sumada a la baja frecuencia de valvas completas

(Tabla 15) dificultó la caracterización de posibles microambientes dentro de la cueva

durante los momentos de su ocupación. Los procesos post-depositacionales pueden ser

la causa de la alta fragmentación de las valvas (Fernández y Salemme, 2012). Algo

distinto ocurrió con las muestras tomadas en los niveles más profundos donde se halló

mayor diversidad de especies y valvas mejor preservadas (Tabla 15). Esto permitió

inferir las condiciones ambientales previas a la ocupación humana temprana de la

cueva. De acuerdo a la flora diatomológica, con un gran porcentaje de especies

perifíticas asociadas a vegetación palustre, la cámara norte de la cueva podría haber

estado inundada por aguas someras y quietas antes de su primera ocupación (8992 ± 65

años C14 A.P., 10.098 ± 117 años cal A.P.).

Las cuevas de piedra caliza y areniscas, en las que hay filtraciones, tienen

regímenes de humedad similares y baja disponibilidad de nutrientes, pero floras de

diatomeas completamente distintas (Johansen, 2010). Las filtraciones en las cuevas de

arenisca son de aguas generalmente ácidas (pH: 3,7-6), mientras que las que se filtran

entre las paredes de piedra caliza son ligeramente ácidas a alcalinas (pH 6,5-8). Las

paredes de la Cueva Maripe presentan infiltraciones y canales internos. Uno de los

fogones hallados en la pared E de la cuadrícula D5 fue lavado por un canal interno de

agua generado por una infiltración proveniente del techo de la cueva. Estas filtraciones

pueden ser ácidas debido a que las rocas sometidas a lavado por dichas filtraciones son

ignimbritas y basaltos. Entonces, la variación del pH generado por las filtraciones puede

modificar la conservación de las diatomeas como así también de los materiales

arqueológicos, especialmente huesos.

Las muestras de agua recolectadas en las charcas La Primavera y La Playita (en

las cercanías de Cueva Maripe) muestran una importante diversidad diatomológica. La

segunda muestra presenta diatomeas con características de ambientes oligotróficos

(Tabla 20).

137

Discusión

La mayoría de las muestras analizadas contienen diatomeas y abundante

cantidad de arcillas. Las primeras interpretaciones sobre el análisis de fitolitos

sugirieron un ambiente regional relacionado a la vegetación de pastizales cerca de los

8700 años C14 A.P. (9747 ± 150 años cal A.P.; Miotti et al., 2008), lo cual está en

concordancia con los resultados de los análisis de polen realizados por Borromei (2003)

y Páez et al. (2003).

Analizar el tema de la estacionalidad en el contexto de la meseta es algo

importante ya que influye en la propia dinámica del ambiente y en la conservación de

los materiales arqueológicos. Durante las dos campañas realizadas (2008 y 2010), el

área de estudio mostraba características diferentes en cuanto a la disponibilidad de agua.

Algunas de las charcas muestreadas en el verano del 2008 se encontraban secas en el

verano del 2010 e, incluso, algunas aguadas estaban secas. Este comportamiento sugiere

constantes fluctuaciones que dominan tanto en la Meseta Central como en Isla de los

Estados, sin dejar de considerar el escenario plenamente oceánico de esta última. Quizás

se puedan vincular esas fluctuaciones con el fenómeno conocido como ENSO (“El Niño

Southern Oscillation”). Este fenómeno combina factores atmosféricos y oceánicos y

está caracterizado por fluctuaciones irregulares (entre 2 y 7 años de periodicidad) que

varían entre condiciones cálidas (“El Niño”) y frías (“La Niña”) sobre el pacífico

ecuatorial (Díaz y Markgraf, 1992). Es conocido que en un ENSO episodio cálido

algunas regiones experimentan lluvias y otras sequías marcadas. Este fenómeno puede

ser uno de los promotores de las constantes fluctuaciones del clima en Patagonia, a lo

largo del Holoceno hasta la actualidad. Esa humedad que en determinados momentos

predomina y que fue evidenciada en los ensambles de diatomeas de la Cueva Maripe en

cámara norte podría haber sido potenciada por dichos episodios.

6.5. Aspecto Tafonómicos

En los ambientes acuáticos, las comunidades de diatomeas, están sujetas a un

conjunto de procesos ambientales que afectan su incorporación a los sedimentos. La

tafonomía describe los procesos involucrados en la transformación de los restos

orgánicos a contextos fósiles (Efremov, 1940). Los procesos tafonómicos representan

un problema importante en la preservación de diatomeas en ambientes actuales y

sedimentarios (Flower y Ryves, 2009). Es por ello, que durante la sedimentación, las

diatomeas pueden disolverse o fragmentarse, causando de esta manera una preservación

diferencial.

138

Discusión

Numerosos estudios han demostrado que la preservación de los frústulos de las

diatomeas en los sedimentos disminuye bajo condiciones de pH extremas, con el

incremento de la temperatura y el tamaño de las partículas sedimentarias, así como con

el pastoreo, la bioturbación, la profundidad y la salinidad del agua, y la exposición de

esos sedimentos (Battarbee, 1988; Flower, 1993; Reed, 1998; Bidle y Azam, 1999;

Ryves et al., 2008; Flower y Ryves, 2009). Estudios realizados en lagos salinos de

España indicaron que son los procesos físicos que acompañan a la desecación de un

lago los que juegan el rol más importante en la disolución de las diatomeas (Reed,

1998). También los procesos químicos postdepositacionales vinculados a aguas salinas

subterráneas afectan la disolución de las valvas (Reed, 1998). Por otro lado, las valvas

se preservan bien en lagos protegidos, con lechos de macrófitas y un alto índice de

acumulación de sedimento y, además, el grado de preservación generalmente se

incrementa en relación directa con la robustez de las valvas (Flower, 1993).

Actualmente se está tratando de incorporar nuevas metodologías que involucren el

grado de disolución de las valvas en los modelos de reconstrucción paleoambiental

(Ryves et al., 2008).

En esta tesis se observó una importante diferencia en el estado de conservación de

las valvas de diatomeas en los dos tipos de ambientes comparados. En Isla de los

Estados, tanto en Laguna Cascada como en Turbera Lago Galvarne, las diatomeas

estaban muy bien conservadas. Esta buena preservación podría vincularse con la historia

climática del lago, en donde predominaron condiciones húmedas y frías, las que,

además, restringen el desarrollo y la actividad microbiana (otra de las posibles causas de

erosión de las valvas, Bidle y Azam 1999). Y también, se trata de dos ambientes en

donde hay mayor disponibilidad de agua. La buena preservación permitió hacer una

reconstrucción paleoambiental más sólida. Por el contrario, en los sitios estudiados de la

Meseta Central, la mala preservación debido a procesos tafonómicos tuvo profundas

implicancias en la calidad del análisis paleoambiental, imposibilitando, de esta manera,

una reconstrucción paleoambiental sólida. En la mayoría de las muestras analizadas del

paleolago se llegó a contabilizar más de cien valvas enteras por muestra junto con una

alta proporción de fragmentos indeterminables en todas las muestras. En la muestra más

superficial (M0, Tabla 14), los fragmentos indeterminables representan más de la mitad

de los fósiles recuperados. De aquellas diatomeas identificadas, la mayoría eran formas

cosmopolitas, aerófilas, y propias de lugares áridos, por lo que es posible suponer que

provinieran de ambientes semi-aéreos de tipo litoral. El descenso del nivel lacustre y la

139

Discusión

consecuente erosión en ambientes litorales pueden potenciar los procesos tafonómicos

de disolución y fragmentación (Ryves et al., 2006). Distintos estudios geomorfológicos

y polínicos en la zona del paleolago permitieron inferir momentos de mayor humedad

durante el Holoceno (Zárate et al., 2000; Borromei, 2003), lo cual nos hace suponer que

la ocurrencia de episodios reiterados de exposición de los sedimentos a condiciones de

humedad y desecación efectivamente pudieron haber influido en la mala preservación

de las valvas (Flower, 1993; Sharma et al., 2007). Sin embargo, se debe tener en cuenta

que sólo se analizó el primer metro del paleolago y hasta el momento se carece de

fechados para determinar cuando comenzó la desecación definitiva del paleolago.

Dos de las cinco muestras estudiadas de la cárcava próxima a la Cueva Maripe

(Fig. 26 B), no contenían valvas enteras sino sólo unos pocos fragmentos y en las

muestras restantes se observaron sólo 1 o 2 valvas. Se puede pensar que la continua

acción del viento haya posibilitado el transporte de las valvas de un lugar a otro,

provocando de esta forma que las valvas se fracturaran o quebraran. Por el contrario,

como las diatomeas analizadas en las muestras de Isla de los Estados no habrían estado

expuestas a la acción erosiva y desecativa del viento habrían tenido mejores condiciones

para su preservación.

En el caso de las muestras estudiadas de Cueva Maripe, se observó que las más

profundas contenían una mayor proporción de valvas enteras, esto se podría atribuir a

mejores condiciones de preservación. En las muestras obtenidas del perfil estratigráfico

de la cuadrícula D5, la cantidad de diatomeas fue baja y se contaron abundantes

fragmentos que no pudieron asignarse a un taxón específico. Es difícil definir una causa

probable para la alta fragmentación de los restos silíceos en la cámara norte. Sin

embargo, varios procesos postdepositacionales como percolaciones, derrumbes del

techo, encharcamientos, actividad de roedores y ganado (capas de estiércol de vacas-

que producen acidificación en los sustratos superficiales-, pisoteo, etc.) pueden haber

afectado la preservación, tanto de las diatomeas como de los materiales arqueológicos

(Miotti et al., 2007). No llamó la atención el mal estado de preservación de las valvas

encontradas en los sedimentos estudiados en las localidades La Primavera y Piedra

Museo ya que también en las muestras de agua las diatomeas estaban muy deterioradas

(Fig. 43 B) y, en algunos casos, fragmentadas (Fig. 41 D) impidiendo de esta forma

ajustar la asignación taxonómica (Fig. 42 B). En estas localidades la continua

desecación de los sedimentos y la erosión generada por la fricción de las partículas en

140

Discusión

suspensión pueden haber generado el desgaste de las valvas. Este desgaste se puede

observar con mayor claridad en las muestras de agua.

Entender los procesos que afectan la preservación de las valvas de diatomeas en

los sedimentos lacustres y paleolacustres es una tarea compleja y de profunda

importancia en paleoecología. A partir de esto, es que deberían realizarse más análisis y

experimentos que evalúen cuestiones tafonómicas como el grado de preservación y

disolución de las diatomeas en los ambientes de la zona de la Meseta Central. En

particular, sería necesario desarrollar estudios en cuevas que incluyan la medición de

parámetros tales como tasas de sedimentación, pH, temperatura y factores de

bioturbación, entre otros, para determinar la posibilidad de definir microambientes y así

poder vincularlos con la ocupación humana.

6.6. Aplicación del estudio de diatomeas, correlación entre Laguna Cascada (Isla

de los Estados) y las localidades arqueológicas. Situación paleoclimática regional.

Las dificultades para encontrar secuencias paleoclimáticas continuas en los sitios

arqueológicos de Patagonia y la necesidad de comparar (unificar) los hallazgos parciales

realizados en la Meseta Central llevaron a buscar como alternativa un lugar en el que se

pudieran encontrar secuencias únicas e ininterrumpidas en escenarios ambientales

completamente prístinos. Laguna Cascada ofreció este tipo de secuencia y a través del

análisis de diatomeas se pudieron caracterizar los paleoambientes que dominaron en

esta localidad desde el Pleistoceno final hasta el Holoceno tardío. En este sentido, a

continuación se correlacionarán los paleoambientes identificados en Laguna Cascada

con aquellos dominantes en los sitios arqueológicos en estudio ubicados en la Meseta

Central de Santa Cruz.

En Laguna Cascada (Isla de los Estados), hacia los 16.000 y 15.200 años cal

A.P., coincidiendo con Denys, 1990; Anderson, 2000 y otros autores, la dominancia de

diatomeas fragilarioides, sugerirían una prolongada cubierta de hielo invernal, erosión

física y condiciones ambientales someras. Sin embargo, la presencia/abundancia de las

Aulacoseira spp. (Zona Ia, Fig. 33) marcaría el comienzo de una tendencia hacia el

aumento de la temperatura.

En la Meseta Central de Santa Cruz, el estudio polínico realizado por Páez et al.

(1999); en varias muestras de cuevas en la localidad arqueológica de Los Toldos (Fig.

22), fue complementado por los análisis palinológicos efectuados por Borromei (2003)

141

Discusión

en el sitio AEP-1 de Piedra Museo. En el sitio AEP-1 (47º 53´42´´ S; 67º 52´04´´ O) se

registran dos cambios marcados. Uno de ellos tuvo lugar hacia los 11.000 años C14 A.P

(12.900 años cal A.P.) y otro hacia los 9500 años C14 A.P (10.800 años cal A.P.). Entre

los 12.890 ± 90 años C14 A.P (15.500 años cal A.P.) y los 11.000 años C14 A.P. (12.900

años cal A.P.) predominaba una estepa arbustiva con dominio de Asteroideae, entre

otros arbustos xerófilos. En la actualidad estos arbustos están asociados a

precipitaciones anuales iguales o menores a 200 mm. En Laguna Cascada (Isla de los

Estados) entre los 14.400 y los 12.800 años cal A.P., el registro de diatomeas presentó

un predominio en las Aulacoseira spp. En este sentido, es que se considera que durante

este período la zona experimentó fuertes vientos y precipitaciones abundantes, esto se

corresponde con los resultados de otros estudios realizados en Isla de los Estados (Unkel

et al., 2008; Ponce, 2009; Ponce et al., 2011a) y los análisis palinológicos y de influjo

eólico de la isla (Björck et al., 2012) confirman que los vientos del oeste (SHW) estaban

centralizados en la zona de Tierra del Fuego.

El sitio AEP-1 presenta dos ocupaciones con fechados radiométricos tempranos

(UE 6), que se enmarcan dentro de la transición Pleistoceno-Holoceno y se

corresponden a la Fase de Colonización (Miotti y Salemme, 1999). Las ocupaciones en

las UE 4/5 fueron datadas en 10.400 ± 80 años C14 A.P. (12.308 ± 214 años cal A.P.) y

9230 ± 105 años C14 A.P. (10.424 ± 125 años cal A.P.) y representan el estadio de

colonización efectiva del área (Miotti et al., 1999; Miotti y Salemme, 2003, Miotti,

2004). En este sitio se desarrollaron actividades específicas de caza y procesamiento de

presas (Miotti, 1995, 2004; Miotti y Cattáneo, 1997, 2003; Miotti et al., 1999; Miotti y

Salemme, 2005). En otros sitios, como la Cueva 3 de Los Toldos, la Cueva 6 de El

Ceibo (Cardich y Miotti, 1983; Miotti, 1998), la Cueva Maripe (Miotti et al., 2004;

2007b), entre otros, se desarrollaron actividades múltiples. La tecnología lítica de los

componentes antiguos de AEP-1 puede ser vinculada con el Nivel 11 y las industrias

Toldense de Los Toldos y El Ceibo (Cardich, 1987). Cardich no acuerda con esta idea,

ya que no consideró a los contextos tempranos de Piedra Museo y Cerro Tres Tetas

como parte de un sistema mayor. Este autor sostiene que la singular industria Nivel 11,

parece haberse desarrollado en Los Toldos y El Ceibo. Sin embargo, los trabajos

publicados por Miotti y Cattáneo (1997, 2000), Miotti (1996, 1999, 2003) y Miotti et al.

(1999) sostienen la hipótesis de que los instrumentos no formales de Piedra Museo y

Cerro Tres Tetas son tecnológicamente equivalentes a los del Nivel 11 de Los Toldos,

142

Discusión

mientras que los instrumentos formales (puntas cola de pez) serían equivalentes a las

que Cardich definió morfológicamente como Toldense.

Luego, hacia los 11.000 años C14 A.P. (12.900 años cal A.P.) y hasta los 9500

años C14 A.P. (10.800 años cal A.P.), la estepa arbustiva comienza a ser reemplazada

por una estepa herbácea dominada por Poaceae. Las asociaciones vegetales indican una

temperatura anual entre los 6º y 8º C y precipitaciones anuales de 250 mm. Este primer

cambio climático fue consecuencia del incremento de la humedad efectiva de la región,

corroborada además por la arqueofauna registrada en estos sitios arqueológicos que

indica especies con hábitos pastadores como Rhea americana (ñandú de las pampas),

Hippidion saldiasi y Lama gracilis (Salemme y Miotti, 1998, Miotti y Salemme, 2003;

Menegaz et al., 1989b), corroborando la información que se obtuvo de los estudios

polínicos (Mancini, 1998; Páez et al., 1999; Páez et al. 2003; Borromei, 2003). El

registro aluvial de la localidad de Los Toldos revela fluctuaciones en la energía fluvial

durante la transición Pleistoceno-Holoceno (Páez et al., 2003). Además, la variación

entre una vegetación arbustiva y herbácea, como así también la concentración de

Poaceae y Asteroideae, sugieren cambios en la disponibilidad de agua (Páez et al.,

1999). La alta variabilidad climática durante este momento se relaciona con el final del

ACR y el cambio hacia nuevas condiciones ambientales tanto en Isla de los Estados

como en la Meseta Central de Santa Cruz. El registro diatomológico y geoquímico de

los sedimentos de Laguna Cascada sugieren un incremento en la productividad acuática,

temperaturas gradualmente más cálidas y condiciones ligeramente más secas sin

influencia glacial (Unkel et al., 2008). En el área de Bahía Franklin (Fig. 7) (Isla de los

Estados), el registro polínico señala entre 10.670 y 9174 años C14 A.P. (12.729 y 10.337

años cal A.P, respectivamente) una vegetación herbácea, sin árboles, con escasos

arbustos y matorrales (Ponce 2009, Ponce et al., 2011a). Estas comunidades vegetales

se habrían desarrollado en lugares localmente húmedos, sin pendiente, con

escurrimiento superficial lento, afectados por aguas de deshielo provenientes de los

glaciares cercanos, bajo condiciones moderadamente frías (Ponce, 2009; Ponce, et al.,

2011a). La concentración de polen de Nothofagus es baja, coincidente con los valores

registrados por Heusser (2003) para el Tardiglacial en el Canal Beagle, lo que sugiere

que las condiciones ambientales no eran aún favorables para el desarrollo del bosque

(Ponce, 2009; Ponce et al., 2011a).

Hasta aquí se presentaron los escenarios paleoambientales correspondientes con

la denominada “Fase de Colonización” (Miotti y Salemme, 1999) equivalente a las

143

Discusión

etapas de exploración y colonización presentadas por Borrero (1990). Gradualmente, la

cuenca de Magallanes, la meseta del Deseado y el norte de la Patagonia ofrecieron los

ambientes más atractivos para los primeros asentamientos humanos en la etapa de la

colonización del territorio austral de Sudamérica. Recordemos que, para ese momento,

la actual Isla Grande de Tierra del Fuego era parte del continente lo que posibilitaba el

paso vía terrestre de los grupos humanos. Evidencia de esto son sitios como Tres

Arroyos (Chile) (Fig. 22) con un fechado de 10.600 años C14 A.P. (12.500 años cal

A.P.) (Massone, 2004) y Alero Marazzi (Fig. 22) con una antigüedad de 9590 ± 210

años C14 A.P. (10.907 ± 276 años cal A.P) (Morello et al., 1999; 2000). La separación

de la Isla Grande de Tierra del Fuego del resto del continente y la posterior formación

del actual Estrecho de Magallanes habrían tenido lugar hacia los 9100 años C14 A.P.

(10.200 años cal A.P.), cuando el nivel del mar alcanzó los -35 m (Clapperton, 1993;

Clapperton et al., 1995; Rabassa et al., 2000; Ponce et al., 2011b). Las asociaciones del

registro arqueológico sugirieron que los cazadores-recolectores tempranos fueron

moviendo reiteradamente sus campamentos siguiendo estrategias “forager” o de

beneficio inmediato (ver Capítulo 2). Los colonizadores co-existieron con algunas

especies de megamamíferos del Pleistoceno final, bajo rigurosas condiciones

ambientales. Aquellas sociedades aprendieron a aplicar estrategias generalizadas para

sobrevivir y habitar en esos ambientes y, además, lograron construir sus propios

paisajes sociales. La alta movilidad y estructuración de los sitios debió estar ligada a un

factor de riesgo clave en la Patagonia extra-Andina tal como el agua (Miotti 2003; 2010;

Miotti y Salemme, 2004). La distribución de las paleoredes de drenaje y las surgentes

naturales de aguas subterráneas del Macizo permiten proponer a los sectores de cuencas,

tanto cañadones como paleolagunas, como los principales candidatos para ocupación

humana (Miotti, 1998; Miotti y Salemme, 2004).

En la Meseta Central, desde los 9500 años C14 A.P (10.800 años cal A.P.) hasta

los 7500 años C14 A.P. (8300 años cal A.P.) se desarrolló nuevamente una estepa

arbustiva con predominio de Ephedra y Asteroideae. Este tipo de vegetación

caracterizada por arbustos del semidesierto, crece en ambientes con precipitaciones

menores a los 200 mm y donde la temperatura media anual oscila entre 8º y 10º C

(Mancini, 1998). La aridez está indicada también por el incremento de Chenopodiaceae.

Aquí se infiere un aumento de la temperatura y un rango de precipitaciones semejante al

actual. La precipitación media anual es de 180 mm (Servicio Meteorológico Nacional

1969,1986). Para los 9500 años C14 A.P (10.800 años cal A.P.) se produce la primera

144

Discusión

ocupación de Cueva Maripe (ver tabla 5 Capítulo 2). El registro zooarqueológico de

varios sitios en la meseta presentó restos de animales pastadores y ramoneadotes, como

Lama guanicoe y Pterocnemia pennata (choique o ñandú petiso), lo cual sugeriría

condiciones ambientales más áridas, con hábitos más generalizados en la dieta (Miotti y

Salemme, 1999; 2004). Sin embargo, para los 8000 años C14 A.P. (8800 años cal A.P.)

se registró en el sitio La Martita (Fig. 22) un cambio ambiental evidenciado por los

restos de fauna y el registro polínico. Se encontraron restos de Lutra sp. en los

componentes inferiores del sitio (Aguerre, 1982). Este carnívoro vive en los lagos

cordilleranos y no se había registrado en la estepa. Por lo cual, esto llevó a plantear que

su presencia se relacionaba con mayor disponibilidad de agua en la cuenca que la actual,

en donde ahora hay un bajo salobre (Miotti, 1998). Esta evidencia posiblemente

indicaría que para los 8000 años C14 A.P. habría tenido lugar un pulso más húmedo

(Miotti, 1998). En Laguna Cascada (Isla de los Estados), los ensambles de diatomeas

sugieren mayor humedad y altos niveles lacustres (Zona II a) (Fig. 33) para este

momento. El registro polínico de Caleta Lacroix hacia los 7645 años C14 A.P (8461 años

cal A.P.) muestra el desarrollo de un bosque cerrado de Nothofagus con arbustos,

matorrales bajos y hierbas. La expansión del bosque, favorecido por el incremento en

las condiciones húmedas, probablemente incluyó la mezcla con Nothofagus betuloides

(Ponce, 2009). Teniendo en cuenta todos estos datos, se puede concluir que ese pulso

húmedo tuvo un alcance regional en Patagonia austral. Esto podría haber significado la

posibilidad de colonizar nuevos ambientes aledaños a surgentes de agua, ríos o lagunas,

principalmente en la Meseta Central.

Como señalamos anteriormente, desde 9200 años cal A.P. hasta 5000 años cal

A.P., la estratigrafía, los análisis geoquímicos (Unkel et al., 2010) y los estudios

diatomológicos indican fuertes condiciones ventosas, aumento en las precipitaciones y

un incremento en el escurrimiento superficial. Además, hacia los 8700 años cal A.P., en

el testigo de Laguna Cascada se registró la depositación de una gruesa capa de ceniza,

probablemente correspondiente a la primera erupción del volcán Hudson. Los eventos

volcánicos posiblemente tuvieron una fuerte influencia en la re-distribución, ocupación

y/o abandono de los sitios.

Bajo este contexto ambiental se ubica la ocupación fechada en 7670 ± 110 años

C14 A.P. (8484 ± 82 años cal A.P.) de la U2 de AEP-1, que se relaciona a la denominada

“Fase de Consolidación Territorial” de las sociedades cazadoras recolectoras (Miotti y

Salemme, 2003). La tecnología lítica de esta ocupación es similar a otros contextos

145

Discusión

regionales como aquellos de Fell III, Toldense tardío en Los Toldos, en la cueva La

Martita y en Río Pinturas II (Miotti y Salemme, 2004, 2005). Las relaciones entre los

grupos de cazadores-recolectores habrían estado mantenidas por las alianzas e

intercambios debido a la creciente densidad de población, reflejada en la gran cantidad

de sitios fechados para esta época (Miotti y Salemme, 2004; Salemme y Miotti 2008).

Ya para estos tiempos, la capacidad sustentadora del ambiente habría soportado una

creciente población y habría contribuido para que evolucionara hacia redes sociales más

complejas. Esto puede ser confirmado, por ejemplo, por las expresiones artísticas

halladas en distintos soportes, principalmente bardas y paredes de cuevas y aleros

(Carden, 2008; Carden et al., 2009; Miotti 2006; Miotti et al., 2007).

Hacia los 6000 años C14 (6800 años cal A.P.), la estepa graminosa-arbustiva

desarrollada con Asteroideae sugiere condiciones semi-áridas en la meseta patagónica; y

las estepas arbustivas con predominio de Asteroideae, asociadas con otros arbustos

(Ephedra, Nassauvia y Lycium) y Poaceae (Mancini, 1998; Prieto et al., 2002), indican

un aumento de la temperatura y condiciones áridas. En la zona oeste (47º-48º S), la

extensión del ecotono bosque-arbustal sugieren un incremento de la temperatura de

verano y una disponibilidad mayor de humedad que antes (Mancini et al., 2002). A la

latitud de 52º S una estepa graminosa húmeda indica mayor disponibilidad de agua

(Prieto et al., 1998). Posteriormente, a los 4000 años C14 (4400 años cal A.P.) (Alero

Cárdenas y La Martita), el registro de Poaceae y de plantas características del semi-

desierto (Nassauvia, Ephedra y Junellia), junto con arbustos de Asteroideae, sugieren

condiciones similares a las modernas (Mancini, 1998). En latitudes cercanas a los 50º S

(Cerro Frías), la composición del polen, con valores altos de Nothofagus y bajos de

taxones herbáceos y arbustivos sugieren el desarrollo de un bosque denso (Mancini et

al., 2001a). Hacia el sudeste (Chorrillo Malo 2, Fig. 22), la estepa graminosa-arbustiva

continúa hasta los 3500 años C14 (3700 años cal A.P.) (Franco y Borrero, 2003).

El registro polínico en Bahía Franklin (Isla de los Estados), entre los 4811 y los

1081 años C14 A.P. (5554-994 años cal A.P.), mostró un cambio importante en la

vegetación, ya que predominó el Bosque Subantártico Siempreverde dominado por

Nothofagus betuloides y Drymis winteri. Esto se habría debido a una modificación en el

clima hacia condiciones rigurosas, muy frías, hiper-húmedas y tormentosas (Ponce,

2009). Según Ponce et al. (2011), este registro se correlaciona adecuadamente con

estudios paleoclimáticos realizados en el sur de Patagonia por Tonello et al. (2009) en

146

Discusión

Cerro Frías (50º S, Argentina) y por Moreno et al. (2010) en Lago Guanaco (51º S,

Chile).

El análisis de los ensambles de diatomeas en Isla de los Estados sugiere que para

después de los 4900 años cal A.P. y hasta, aproximadamente, los 1885 años cal A.P.,

existirían condiciones muy húmedas con un mayor desarrollo de vegetación en los

márgenes de Laguna Cascada. Para ese momento, se incrementan las abundancias

relativas de especies de diatomeas asociadas a las macrófitas marginales. Incluso las

condiciones hidrológicas de la cuenca podrían haber cambiado su desarrollo hacia un

ambiente de turbera. Tanto los registros de Isla de los Estados (Ponce, 2009, Ponce et

al., 2011), como los estudiados en el sur de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Heusser,

1989a, 1990, 1998) indican que para los 4000 años cal A.P. hubo una alta concentración

arbórea, sugiriendo mayores precipitaciones y una posición de los SHW a los 55º S

(Ponce et al., 2011). De acuerdo con Divine et al. (2010) el pronunciado enfriamiento

después de los 4000 años cal A.P. habría estado relacionado con el gradiente de la

temperatura de verano superficial del mar a lo largo del Frente Polar Antártico (APF:

“Antarctic Polar Front”) y un desplazamiento del cinturón de los SHW hacia donde se

ubica actualmente.

Una vez más, la alta actividad volcánica de la cordillera andina queda

confirmada por la presencia a los 235 cm de profundidad de un nivel de ceniza,

probablemente correspondiente con la segunda erupción del Monte Burney (Unkel et

al., 2010). La actividad volcánica dejó consecuencias significativas en cuanto al

poblamiento ya que varias cuevas no pudieron habitarse por el colapso de sus techos

(Miotti, 2006; 2010; Borrero, 2001). Además, la abundante capa de ceniza debería haber

tapado varias de las aguadas disponibles en la Meseta Central al momento de la

ocupación temprana. Esto ya fue mencionado en el Capítulo 2. Determinados ambientes

podrían encontrarse desocupados debido a la influencia de las cenizas tanto en recursos

vegetales como animales.

En la Meseta Central, los últimos 100 años C14 A.P. (136 años cal A.P.) del

registro polínico se caracterizaron por presentar vegetación halófita moderna y

especímenes de la estepa arbustiva. El incremento en la estepa arbustiva puede ser

explicado por un aumento en la temperatura y una disminución en la disponibilidad de

agua (Páez et al., 1999).

En Isla de los Estados, el registro polínico entre los 1000 y los 500 años cal A.P.

indicaría la reducción del bosque de Nothofagus, lo cual sugeriría la intensificación de

147

Discusión

las condiciones áridas y cálidas (Ponce et al., 2011), coincidiendo con la “Anomalía

Climática Medieval” (MWP: “Medieval Warm Period”), la cual también fue reconocida

en la Isla Grande de Tierra del Fuego (Mauquoy et al., 2004). En testigos marinos

procedentes de la Península Antártica, Bentley et al., (2009) estudiaron y detectaron un

período cálido entre los 1200 y los 600 años cal A.P.

Después de los 500 años cal A.P., la recuperación del bosque de Nothofagus

indicaría condiciones más frías y húmedas, en coincidencia con la denominada

“Pequeña Edad de Hielo” (LIA: “Little Ice Age”; Ponce et al., 2011), fue registrada

también en otros lugares de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Mauquoy et al., 2004;

Borromei et al., 2010).

6.7. Evaluación paleoambiental y paleoclimática durante los últimos 18.000 años

cal A.P. en Patagonia meridional, Tierra del Fuego e Isla de los Estados en los

momentos de los primeros grupos cazadores-recolectores.

Para la realización de este acápite se tuvo en cuenta la información publicada en

diversos artículos y además, los datos propios obtenidos en esta tesis a partir de los

sedimentos lacustres de los dos testigos en Isla de los Estados (Laguna Cascada y Lago

Galvarne) y de los sedimentos parciales de la Meseta Central del Deseado en la

Provincia de Santa Cruz. Una síntesis de la evolución paleoambiental y su correlato

arqueológico en la Meseta Central de Santa Cruz se refleja en la Figura 51.

Último Máximo Glacial (UMG)

Durante el Cenozoico tardío, principalmente en el Cuaternario, las glaciaciones

en la Isla Grande de Tierra del Fuego tuvieron una gran extensión y dejaron rasgos muy

característicos en el paisaje de toda la región. Los glaciares de descarga durante el

Último Máximo Glacial (ca. 24.000 años A.P.; Rabassa, 2008) fluyeron desde la

cordillera Darwin hacia el N y E de la isla encauzados en profundos valles, que en la

actualidad conforman el Estrecho de Magallanes, la Depresión Bahía Inútil-Bahía San

Sebastián, el Lago Fagnano, el Valle Carabajal-Tierra Mayor y el Canal Beagle,

alcanzando la actual plataforma submarina del Océano Atlántico sur en numerosas

localidades (Rabassa, 2008). En el norte de la isla se reconocieron varias glaciaciones y

al menos dos en el Canal Beagle (Rabassa et al., 1992, 2000). Según Rabassa y

148

Discusión

Clapperton (1990), el “Glaciar del Canal Beagle” alcanzó un gran espesor cubriendo la

totalidad del paisaje desde las cumbres en las Sierras de Carabajal, de Martial y de

Sorondo, por el norte, y de las Islas Navarino (Chile) por el sur. La extensión de este

glaciar habría sido de por lo menos unos 200 km desde sus nacientes hasta las zonas

terminales, con un espesor máximo del hielo de más de 1500 m frente a la ciudad de

Ushuaia (Coronato, 1995).

En Isla de los Estados el englazamiento durante el UMG habría estado

conformado por glaciares de valle, alimentados por circos y pequeños mantos de hielo

locales (Ponce, 2009; Möller et al., 2010). Los glaciares estuvieron encauzados

siguiendo varios ejes principales como San Juan de Salvamento, Bahía Blossom, Puerto

Cook-Puerto Vancouver, Puerto Basil-Hall, Puerto Roca, Bahía Colnett, Puerto Parry,

Bahía Capitán Cánepa y Bahía Crossley, entre otros, que corresponden a los fiordos

actuales que dan la forma recortada a la isla (Ponce, 2009).

Conforme a los modelos de descenso del nivel del mar, durante el UMG la línea

de costa norte de la isla habría estado retirada aproximadamente unos 100 km en línea

recta hacia el norte. Esto habría generado un clima con una influencia continental

mucho más fuerte que en la situación actual. Los glaciares desarrollados en la costa sur

habrían recibido una fuerte influencia marina debido a la Corriente Circumpolar

Antártica (CCA). En cambio, los ubicados en la costa norte habrían estado

influenciados mayormente por los vientos del NO y del N, lo cual habría generado un

menor desarrollo de los cuerpos de hielo. Los glaciares de la Isla de los Estados habrían

alcanzado un espesor medio cercano a los 300 m a lo largo del eje central de flujo

(Ponce, 2009).

Los vientos fríos y húmedos del oeste (“Southern Hemisphere Westerlies”

SHW), ejercen actualmente una fuerte influencia sobre la Isla Grande de Tierra del

Fuego (53-55º S). Durante la última glaciación, las evidencias paleoecológicas sugieren

que el centro de los SHW habría migrado hacia el norte posicionándose entre los 45º y

50º S, lo cual posibilitó la expansión del campo de hielo patagónico entre los 36º y 56º S

(McCulloch et al., 2000; McCulloch y Davies, 2001). Además, ese desplazamiento de

los vientos habría generado una notable disminución de la humedad en todo el

Archipiélago Fueguino (McCulloch et al., 2000) y habría adquirido un clima más

continental a causa del descenso del nivel mar dejando expuesta la Plataforma

Continental Argentina (Ponce et al., 2011).

149

Discusión

Tardiglacial (18.000 -11.500 años cal A.P.)

Se denomina así al período comprendido entre el inicio del retroceso de los

glaciares desde las morenas generadas durante el UMG y el Holoceno, momento en el

cual las condiciones climáticas tuvieron cambios significativos y recurrentes (Rabassa et

al., 1992; Coronato et al., 1999). El límite cronológico entre el Tardiglacial y el

Holoceno se estableció en los 10.000 años C14 A.P. (11.500 años cal A.P.) (Rabassa et

al., 2000).

Durante el Tardiglacial, los ambientes de tundra dominaron en el sur de

Sudamérica, modificándose a medida que el retroceso del hielo iba dejando nuevos

hábitats disponibles y cambiando a áreas boscosas hacia el este. Las estepas herbáceas o

arbustivas alternaron en función de las variaciones de temperatura y precipitaciones

durante el Tardiglacial y el Holoceno temprano (Páez et al., 1999, 2003; Borromei,

2003).

La edad mínima para el inicio de la deglaciación en el área del Canal Beagle es

coincidente con las registradas en el suroeste de la Patagonia argentina (50º S)

(Mancini, 2009) y en el Estrecho de Magallanes (53º S) (McCulloch y Davies, 2001).

Uno de los eventos más significativos que se produjeron durante el Tardiglacial fue la

apertura del Estrecho de Le Maire que separó a la Isla de los Estados de la Isla Grande

de Tierra del Fuego. Este evento habría tenido lugar alrededor de los 15.000 años cal

A.P. (Ponce, 2009; Ponce et al., 2011).

En el Canal Beagle, el retroceso del Glaciar Canal Beagle, desde su zona más

externa en Punta Moat (E del Canal Beagle) correspondiente al sistema complejo de

morenas terminales de la Última Glaciación (Glaciación Moat, Rabassa et al., 2000),

habría comenzado antes de los 14.640 años C14 A.P. (17.963 años cal A.P.), lo cual

estaría indicado por el fechado radiocarbónico obtenido en la base de la turbera Puerto

Harberton, a unos 40 km en dirección suroeste desde Punta Moat (Fig. 1, Capítulo 2)

(Heusser, 1989a; Rabassa et al., 1990c). Luego, el hielo continuó su retroceso hasta

alcanzar una fase de estabilización en Isla Gable. Sin embargo, el fechado basal de la

turbera Caleta Róbalo, de 12.730 años C14 A.P. (15.022 años cal A.P.), situada a 45 km

hacia el oeste de Puerto Harberton en Isla Navarino (Chile), indicaría una edad mínima

para la retirada del hielo de la Isla Gable. Hacia los 12.100 años C14 A.P. (13.951 años

cal A.P.), el frente de hielo habría alcanzado el oeste de Ushuaia a unos 50 km de donde

se encontraba anteriormente (Heusser, 1998, 2003). Para los 10.000 años C14 A.P.

150

Discusión

(11.500 años cal A.P.) se habría producido el retroceso definitivo de los hielos en el

Canal Beagle (Rabassa et al., 2002).

Con el comienzo de la deglaciación, las temperaturas aumentaron y las

condiciones climáticas fueron más benignas. De acuerdo con Pendall et al. (2001) que

estudiaron isótopos estables de hidrógeno en musgos de la turbera Puerto Harberton, la

temperatura habría aumentado dramáticamente desde 0ºC, a los 16.200 años cal A.P.

hasta 12ºC, a los 15.000 años cal A.P. acompañada por condiciones de menor humedad

efectiva. Los estudios palinológicos realizados en las turberas ubicadas en el Canal

Beagle indican que a partir de los 17.800 años cal A.P. se habría desarrollado una

vegetación postglacial, caracterizada por comunidades de matorrales y arbustos bajos,

hierbas y taxones palustres con una cobertura parcial del bosque de Nothofagus,

característico de ambientes de estepa/tundra (Heusser, 1989a, 1998, 2003). Las

frecuencias bajas de polen de Nothofagus registradas en todos los perfiles polínicos

fósiles en la zona del Canal Beagle sugieren la presencia de pequeños bosques

subantárticos provenientes de refugios glaciales locales, posiblemente localizados cerca

o muy próximos a los márgenes del hielo de los glaciares a lo largo del canal y/o

ambientes periglaciales locales (Prémoli et al., 2010).

Durante el Tardiglacial los cambios en los registros polínicos sugieren cambios

de temperatura y precipitación (Markgraf y Kenny, 1997). En este sentido, los valores

altos de influjo polínico de Nothofagus marcan momentos cálidos, mientras que valores

bajos representan episodios más fríos (Heusser, 1998). De esta forma, dos episodios

habrían detenido la expansión progresiva del bosque de Nothofagus: uno fue el

denominado ACR, un período frío que se expandió desde los 14.500 años C14 A.P.

(17.638 años cal A.P.) hasta los 12.800 años C14 A.P. (15.279 años cal A.P.) y el otro,

un episodio frío equivalente al “Younger Dryas” (YD) del Hemisferio Norte fechado

entre 11.000-10.000 años C14 A.P. (12.700-11.500 años cal A.P.). La temperatura de

verano en ese último episodio frío habría sido más baja (3ºC menos) que la actual en

Ushuaia (Heusser y Rabassa, 1987; Heusser, 1998). Para Sugden et al. (2005), el ACR,

una señal climática antártica, afectó a toda la región Patagónica; llegando a detectarse

en la zona de San Carlos de Bariloche y en el distrito de los Lagos en Chile, en donde se

registró otro episodio de frío con alta resolución temporal denominado “Frío reverso

Huelmo/Mascardi” (Hajdas et al., 2003).

De acuerdo con los resultados de los estudios de diatomeas del testigo Laguna

Cascada, los ensambles y la ecología de las diatomeas (Aulacoseira spp.,

151

Discusión

Pseudostaurosira brevistriata, Staurosira construens y Stauroforma exiguiformis; Zona

Ib) estarían indicando que el centro de los SHW habría estado ubicado en la latitud en la

que se encuentra la Isla de los Estados. Esto también es consecuente con los resultados

geoquímicos en la Turbera Lago Galvarne (Fig. 48), donde hay un mayor influjo de

polvo (Unkel et al., 2008), y con las evidencias geomorfológicas estudiadas por Ponce

(2009) en Caleta Lacroix, NO de Isla de los Estados (54º 50´50, 6´´ S; 64º39´27, 4´´ O,

Fig. 7). En esta localidad, las dunas fósiles se habrían formado en momentos de

mayores intensidades de los vientos del S y SO, que habrían perdurado hasta los 15.000

años cal A.P. Esto se asociaría al desplazamiento del cinturón de los vientos SHW hacia

el S entre los 50º-55º S. Como se dijo anteriormente, la fuerza y la posición de los SHW

alrededor de los 55º S, principalmente en la porción Atlántica, habría sido altamente

dinámica durante la transición Pleistoceno-Holoceno. El avance del Glaciar Magallanes

(53º S) habría tenido lugar entre los 13.900 y los 12.100 años cal A.P. (McCulloch y

Davies, 2001), abarcando a los eventos fríos ACR y YD. Los registros polínicos de esta

área sugieren un ambiente de estepa/tundra bajo condiciones climáticas frías y secas

(McCulloch y Davies, 2001).

En la costa norte de Isla de los Estados, de acuerdo con el fechado

radiocarbónico más antiguo, la deglaciación y el desarrollo hacia ambientes de turberas

comenzó después de ca. 13.500 C14 años A.P. (16.000 años cal A.P.) acompañado por el

derretimiento de los cuerpos de hielo locales bajo condiciones gradualmente más cálidas

con alternancia entre períodos más secos y más húmedos (Unkel et al., 2008).

Ponce (2009) estudió un testigo palinológico proveniente de Caleta Lacroix,

ubicado en la parte suroeste de Isla de los Estados. Los análisis indicaron que entre

12.600 y 10.3000 años cal A.P. dominaron hierbas como Gunnera, Poaceae y

Cyperaceae sugiriendo disponibilidad de agua, humedad, y condiciones minerotróficas.

Las comunidades vegetales se habrían desarrollado en áreas localmente más húmedas

sin pendiente, con escurrimiento superficial lento y drenaje deficiente, afectadas por las

aguas de deshielo proveniente de los glaciares cercanos (Ponce, 2009, Ponce et al.

2011a). La baja frecuencia polínica de Nothofagus, algo común en ambientes de

estepa/tundra, puede sugerir que las condiciones ambientales no eran las apropiadas

para el desarrollo de una vegetación arbórea (Ponce et al. 2011a). Para este momento,

los ensambles de diatomeas muestran una disminución en la frecuencia relativa de

Aulacoseira spp, la reaparición de Fragilarioide morfo 1, y la aparición de

Stephanodiscus aff rotula, Frustulia rhomboides y Brevisira arentii indicando un

152

Discusión

cambio en el desarrollo de Laguna Cascada. La presencia de Brevisira arentii sugiere un

dominio de especies acidófilas y un avance de vegetación propia de turberas.

alrededor de la laguna. De acuerdo con los análisis geoquímicos, la temperatura era

elevada y las precipitaciones escasas (Unkel et al., 2008). En lagos del sur de Patagonia

(Lago Cardiel, Potrok Aike, Laguna Azul) se reportan condiciones áridas para el mismo

momento (Gilli et al., 2001; Haberzettl et al., 2007; Wille et al., 2007). En el área del

Estrecho de Magallanes una intensa fase árida habría culminado a los 10.650 años C14

A.P. (McCulloch y Davies 2001). Probablemente esa señal esté relacionada con una

posición más polar del cinturón de los SHW, resultando en una débil influencia en las

condiciones climáticas de Isla de los Estados.

Bajo estas condiciones paleambientales y paleoecológicas habría tenido lugar el

arribo de las primeras sociedades cazadores-recolectoras a Patagonia meridional y

Tierra del Fuego. Teniendo en cuenta los fechados radiocarbónicos y la distribución

geográfica no homogénea de los sitios arqueológicos se piensa en un proceso de

exploración y colonización lento y no lineal en el extremo del continente

Sudamericano. En los últimos años varios autores dejaron expuestas sus ideas y

actualizaron lo que se conoce sobre el poblamiento americano en el extremo austral de

Sudamérica (Borrero et al., 1998; Borrero, 1999, 2001b, 2004; Miotti, 2003a, 2006b;

Miotti y Salemme, 2003, 2004, 2005, Salemme y Miotti, 2008; Rabassa y Ponce,

2010). En este extenso territorio denominado “Fuego-Patagonia”, varias regiones

contienen información arqueológica significativa sobre el poblamiento humano.

Los enfriamientos inferidos, tanto por los registros polínicos como por los

ensambles de diatomeas de Laguna Cascada, habrían ejercido una notable influencia en

la ocupación de determinadas áreas geográficas. Las primeras sociedades exploradoras

habrían tenido que modificar el comportamiento elegido para llegar a hacer una

colonización efectiva del territorio austral. Migración y reorganización habrían sido

comportamientos clave para sobrevivir en un ambiente hostil con bajas temperaturas y

amplios paisajes esteparios y de tundra. La discontinuidad del registro arqueológico en

cada una de las distintas regiones estaría relacionada con la disponibilidad de los

ambientes para una ocupación humana viable, es decir, con buenos recursos tales como

el agua, animales, reparo, materias primas líticas, entre otras.

Según diversos autores, en Patagonia, las poblaciones humanas estaban bien

establecidas en Fuego-Patagonia para el momento de la Transición Pleistoceno-

Holoceno (Borrero et al., 1998; Borrero, 1999, 2001; Páez et al., 1999; Miotti y

153

Discusión

Salemme, 2003, 2004, entre otros) aunque esas primeras sociedades deberían

encontrarse en un proceso de adaptación. Durante el período temprano de exploración

humana a los hábitats de Patagonia, los instrumentos líticos fueron rutinarios y de

confección expeditiva realizados con materias primas locales disponibles de inmediato y

fueron transportados solamente los artefactos bifaciales y/o las preformas, adecuados

para situaciones de alta movilidad (Borrero, 2008). El hombre temprano en Sudamérica

eligió cuevas y aleros para establecerse, pues sin duda, estos lugares ofrecen mejores

posibilidades de reparo que los espacios a cielo abierto (Borrero, 2009).

La colonización humana fue necesariamente irregular, con algunas áreas

colonizadas más tardíamente que otras incluyendo algunas que pueden haber estado

vacías, incluso, hasta el Holoceno tardío. Desde una perspectiva macro se puede

plantear que, a la llegada de los primeros grupos humanos a Sudamérica, los

paleoambientes más habitables se encontraban en diferentes estados de transición en

términos de recursos.

Holoceno temprano (11.500-8000 años cal A.P.) y Holoceno medio (8000-3000 años

cal A.P.)

El comienzo del Holoceno temprano se evidencia en varios registros de Antártida

(testigos de hielo, testigos marinos y archivos geomorfológicos), que manifiestan la

continua deglaciación (Bentley et al., 2009) debido al significativo aumento de la

temperatura. Esto es lo que se conoce como el Óptimo Termal Antártico. El incremento

de la temperatura y los niveles más bajos de humedad efectiva que los actuales habrían

favorecido la expansión del bosque de Nothofagus y la vegetación de estepa en las

costas del Canal Beagle (Heusser, 1998). En la zona de valles interiores se desarrollaron

comunidades abiertas de pastizales y arbustos (Borromei et al., 2007). En general, para

el Holoceno temprano, se plantea un mapa vegetacional desarrollado bajo condiciones

más cálidas y secas, aunque relativamente más húmedo que el Tardiglacial. Varios

registros polínicos de la zona del Canal Beagle (Heusser, 2003) y del Lago Argentino

(suroeste de Santa Cruz) (Wille y Schäbitz, 2009) presentan un mayor influjo de

partículas de carbón sugiriendo frecuentes incendios. Durante el Holoceno temprano,

los SHW habrían estado localizados entre los 45º y 50º S, dejando a las regiones

andinas en el norte y en el sur más secas que en la actualidad (Grimm et al., 2001). Las

evidencias sedimentológicas del Lago Cardiel indican que durante el Holoceno

154

Discusión

temprano los inviernos fueron más cálidos y los veranos más fríos con un menor

contraste de estacionalidad. Durante el Holoceno medio y tardío, la estacionalidad fue

mayor (Gilli et al., 2005).

La disminución de la frecuencia de diatomeas planctónicas en Laguna Cascada

sugiere una disminución en el nivel de agua y, por ende, se infiere que también

disminuyeron las precipitaciones en Isla de los Estados. Los análisis geoquímicos para

aquella localidad indican condiciones cálidas y el establecimiento de una vegetación

densa hacia los 9400 ka C14 A.P. (10.600 años cal A.P.) (Unkel et al., 2008). De

acuerdo con los análisis polínicos provenientes de Caleta Lacroix, entre los 9174 ± 7645

años C14 A.P. (10.337-8461 años cal A.P.), se habría desarrollado un paisaje de

vegetación abierta con arbustos achaparrados, gramíneas y muy escasos árboles (Ponce,

2009; Ponce et al., 2011a). Estas condiciones climáticas se habrían mantenido hasta los

6500 años cal A.P. y habrían sido causadas por la migración de los SHW hacia latitudes

más altas (Whitlock et al., 2007).

Para caracterizar las variaciones paleoclimáticas, se tomaron en cuenta los

resultados de los análisis de diatomeas, geoquímicos y la descripción de la litología del

testigo Laguna Cascada (CAS). El Br (bromo) (Fig. 47) de los sedimentos de CAS

presentó dos picos, hacia los 8000 años cal A.P. y los 6000 años cal A.P. Para el mismo

lapso, los elementos K, Ti, Zr, Sr y Fe (Fig. 47) estuvieron presentes por una mayor

depositación de materiales minerales en el área de captación por escorrentía superficial.

En este sentido, los ensambles de diatomeas (zona II, Fig. 33) sugieren un incremento

del nivel del lago y de aluviones (Unkel et al., 2010). Un aumento en las condiciones

ventosas y en las precipitaciones se habría mantenido hasta los 4500 años cal A.P. Los

mencionados proxies indican que los SHW se habrían intensificado entre los 8500 y

4500 años cal A.P. En el Lago Cardiel (49º S) se infirió una fuerte intensidad de los

vientos hacia los 6800 años A.P. (Gilli et al., 2005). No obstante, Huber et al. (2004)

encontraron en la turbera Harberton, al E de la Isla Glande de Tierra del Fuego (Fig. 1)

altas frecuencias de Ericacea entre los 6000 y 5000 años cal A.P. y altas y variables

acumulaciones de partículas de carbón en Tierra del Fuego y en Patagonia sur durante la

primera mitad del Holoceno. Estos resultados fueron interpretados como un predominio

de condiciones áridas. Esto implica ya sea que el clima puede haber variado durante

períodos de fuerte SHW y/o que los efectos puedan haber manifestado respuestas

locales diferentes (Pendall et al., 2001). Heusser (2003) interpretó que el aumento de

155

Discusión

partículas de carbón podría estar vinculado a la presencia antrópica temprana en la

región.

Algunos registros en la Península Antártica indican un complejo patrón en las

temperaturas durante el Holoceno medio asociado con los cambios en el cinturón de los

SHW (Bentley et al., 2009). En el Océano Pacífico, los SHW y la Corriente

Circumpolar Antártica (CCA) generalmente muestran el mismo camino y las

reconstrucciones a partir de los sedimentos marinos indicaron un cambio hacia el sur de

la CCA entre los 7800 y 5500 años cal A.P. (Lamy et al., 2002).

Luego de los 4500 años cal A.P., lo ensambles de diatomeas (zona III) muestran

un cambio importante ya que reaparece Brevisira arentii que alcanza su mayor

frecuencia para este momento, disminuye la frecuencia de las Aulacoseira spp, y se

identifican especies que aparecen por primera vez en el testigo. El cambio en la

estructura de los ensambles de diatomeas sugiere un crecimiento de la vegetación propia

de turberas en Laguna Cascada. Mientras que los valores en Br, K, Ti, Zr y Sr,

disminuyen (Fig. 47) y sugieren vientos débiles y posiblemente condiciones climáticas

más frías (Unkel et al., 2010). Las fluctuaciones en dichas condiciones climáticas

pueden deberse a un debilitamiento o a un desplazamiento en los SHW. El movimiento

gradual de los SHW hacia una posición más ecuatorial es sugerido por un incremento en

las precipitaciones hacia los 41º S, después de los 4000 años cal A.P. (Lamy et al.,

2001). Posiblemente esto se deba a una mayor estacionalidad durante el Holoceno

medio y tardío (Margraf et al., 1992).

Hacia los 8000 años C14 se registra un episodio transgresivo en el área del Canal

Beagle A.P. El actual Canal Beagle estuvo ocupado por un lago glacial hacia los 9400

años C14 A.P., con un nivel por encima de los 30 m del nivel de mar actual (Rabassa et

al., 2000). Antes de los 8200 años C14 A.P., se produjo la apertura del Canal Beagle y las

aguas del lago proglacial fueron reemplazadas por aguas marinas. Según Rabassa y

colaboradores (1986), el ambiente marino habría estado completamente establecido hacia

los 7900 años C14 A.P. (8700 años cal A.P.). Probablemente el ingreso del mar se habría

producido por el Canal Murray ubicado en el sector oeste del Canal Beagle (Rabassa et

al., 1986; Rabassa et al., 2000). Las mayores profundidades y cubetas de excavación

durante el UMG, se habrían generado, justamente en el sector oeste (Isla et al., 1999).

La vegetación litoral en el Canal Beagle durante la incursión marina estuvo

caracterizada por árboles, principalmente Nothofagus, lo cual indica una mayor

disponibilidad hídrica por la acción moderadora del mar. Por otro lado, la expansión del

156

Discusión

ecotono y del bosque-estepa está orientada hacia los valles interiores de la isla Grande de

Tierra del Fuego (Grill et al., 2002; Borromei y Quatrocchio, 2007, 2008). En Isla de los

Estados, los registros polínicos indican un paisaje con un bosque abierto de Nothofagus

junto con arbustos, matorrales bajos y hierbas (Ponce, 2009).

El evento transgresivo holoceno habría favorecido la expansión del bosque, el

cual incluyó un cambio hacia Nothofagus betuloides en las comunidades arbóreas

litorales de Isla de los Estados (Ponce, 2009). Las condiciones climáticas habrían sido

más húmedas para este momento.

En Isla de los Estados, según los análisis sedimentológicos y las interpretaciones

de los estudios geoquímicos en la turbera Lago Galvarne, como se dijo anteriormente, se

estimó que el nivel del mar habría aumentado hacia los 8500 y 6500 años cal A.P.

(Unkel et al., 2010). Esto está evidenciado, además, por los ensambles de diatomeas

marinas formados por Opephora olsenii, Cocconeis scutellum, y Hyalodiscus sp., junto

a una alta frecuencia de especies de ambientes de altas conductividades, como C.

placentula, Gyrosigma nodiferum, Cyclotella meneghiniana y Platessa oblongella que

predominaron para aquel momento (Fig. 36).

Por otro lado, aproximadamente hacia los 5400 años cal A.P., los cuerpos de

hielo de Patagonia sur (Mercer, 1968, 1976, 1982) y Tierra del Fuego (Coronato, 1994;

Planas et al., 2001; Rabassa, 2008) comienzan a avanzar y a esto se lo denominó

“Neoglaciaciones” o “glaciaciones del Holoceno”. Las observaciones de morenas

ubicadas varios kilómetros en los márgenes este y oeste de los actuales Campos de Hielo

Patagónico (48º 20´-51º 30´S), llevaron a Mercer a pensar que fueron el resultado de tres

avances ocurridos durante las Neoglaciaciones. El primero sucedió entre los 4700- 4200

años C14 A.P. (5400 – 4700 años cal A.P.), el segundo comprendido entre los 2700-2000

años C14 A.P. (2800-1900 años cal A.P.) y el último tomó lugar durante las últimas tres

centurias, más precisamente la “Pequeña Edad de Hielo”.

Estudios palinológicos provenientes del Distrito de los Lagos en Chile, también

marcan tres momentos fríos durante los últimos 5000 años C14 A.P. (Heusser, 1974;

Heusser y Streeter, 1980; Heusser et al., 1981). De acuerdo con las dataciones de esos

cambios de vegetación, las condiciones más frías habrían sido durante los 4950-3160

años C14 A.P. (5700-3300 años cal A.P.), 3160-890 años C14 A.P. (3300-822 años cal

A.P.) y los últimos 350 años C14 A.P. (392 años cal A.P.). Las fluctuaciones climáticas

neoglaciales no han sido claramente identificadas en los registros polínicos del Canal

Beagle, aunque se observaron fluctuaciones en el influjo polínico que sugirieron una alta

157

Discusión

variabilidad climática durante los últimos 5000 años C14 A.P. (Heusser, 1998, 2003). La

disminución del influjo polínico de Nothofagus en la turbera Puerto Harberton fue

vinculada con los episodios fríos entre los 5640 y 4430 años C14 A.P. (6400 y 5000 años

cal A.P.), posterior a los 2250 años C14 A.P. y anterior a los 380 años C14 A.P. (Heusser,

1989c). Para las localidades de Caleta Róbalo (Fig. 1) y Ushuaia 2, Heusser (1989a,

1998) relaciona la disminución de influjo arbóreo con los avances glaciarios estimados

para la cronología Mercer.

La cronología de John Mercer acerca de los avances glaciarios es una de las más

consideradas dentro de las tendencias regionales en cuanto a episodios reversos; sin

embargo, existen algunos ejemplos de avance glacial que se reconocen fuera de estos

períodos. Las posibles explicaciones para las fluctuaciones en el comportamiento de los

glaciares patagónicos incluyen, cambios en el campo de hielo, cambios en la cubierta del

hielo marino antártico, variabilidad climática inducida por la dupla atmósfera/océano,

variaciones de corto tiempo en la temperatura atmosférica y precipitaciones (Rabassa,

2008).

Holoceno tardío (3000-0 años cal A.P.)

Hacia los 2500 años cal A.P., el incremento proporcional de las diatomeas

bénticas (subzona IIIb) sugiere un crecimiento paulatino de la turbera alrededor de la

laguna. Simultáneamente, los valores de K, Sr y Zr comienzan a aumentar por un mayor

aporte de minerales a la cuenca. Esto coincide con los avances glaciales reconocidos en

Patagonia y con la culminación del Óptimo Termal en la Península Antártica (Bentley et

al., 2009). Las fluctuaciones climáticas registradas posteriormente en varios lagos y

turberas de Patagonia y Tierra del Fuego no fueron detectadas en el testigo de Laguna

Cascada. Por ejemplo, no se dispone de muestras que se correspondan con el período

Óptimo Medieval o con la Pequeña Edad de Hielo dado a que la sección más moderna y

superficial del testigo de Laguna Cascada no fue muestreada. Sin embargo, la existencia

de picos en la susceptibilidad magnética tanto en el testigo de Laguna Cascada como en

el de la turbera de Lago Galvarne hacia los 800 años cal A.P. sugieren períodos más

ventosos (Unkel et al., 2010).

Los registros paleoclimáticos del sur de Sudamérica indican una tendencia

general a la disminución de la temperatura e incremento en la intensidad de los vientos

158

Discusión

del oeste, culminando con el evento de la “Pequeña Edad de Hielo” (o “Little Ice Age”,

LIA, ca 600-100 cal A.P.) (Moy et al., 2008).

Según Heusser (2003), los registros polínicos del sur de la Isla Grande de Tierra

del Fuego no muestran cambios en los valores de frecuencia relativa del bosque de

Nothofagus. El estudio multiproxy (polen, microfósiles no polínicos, diatomeas, análisis

químicos de ceniza, estudios geomorfológicos y estratigráficos) de la turbera Las

Cotorras (a 420 m de altitud) ubicada a 20 km al sudoeste de la ciudad de Ushuaia,

indicó condiciones frías y húmedas entre ca. 3080 y 2200 años cal A.P. (Borromei et al.,

2010). Se reconocieron valores máximos en el influjo polínico total hacia los 2800, 1100

y 700 años cal A.P., seguidos de movimientos de remoción en masa, lo cual sugiere un

mayor aporte de polen por escurrimiento superficial relacionado con las precipitaciones y

los procesos de ladera. Cambios importantes en la vegetación se produjeron entre los 680

y 300 años cal A.P., registrándose una disminución en influjo polínico de Nothofagus a

causa posiblemente de condiciones más frías y húmedas, coincidiendo con la “Pequeña

Edad de Hielo” (Borromei et al., 2010).

En Bahía Franklin al oeste de Isla de los Estados, el registro polínico de dos

turberas indicó un cambio importante en la vegetación durante los últimos 1000 años

(Ponce, 2009). Entre los 746 y 86 años C14 A.P. (1255-1876 años D.C.) los valores de

concentración de polen de Nothofagus registran un mínimo lo que se relacionaría con un

descenso de la temperatura. Este período se correlaciona con la “Pequeña Edad de Hielo”

del Hemisferio Norte (1450-1890 A.D.) (Ponce, 2009).

Los intervalos húmedos y fríos vinculados con las variaciones en la posición de

los SHW alternaron con intervalos secos y cálidos. Los registros de sedimentos lacustres

en el sur de Patagonia (Haberzettl et al., 2005; Moreno et al., 2009) y las

reconstrucciones de temperatura de verano a partir del estudio de anillos de crecimiento

de árboles, sugieren condiciones áridas y temperaturas cálidas entre los 900 y los 700

años cal A.P. (Moy et al., 2008).

La distribución y organización de las poblaciones humanas parece estar

fuertemente vinculada con las variaciones climáticas del Holoceno tardío, asociada a los

períodos secos vinculados con la denominada Anomalía Climática Medieval (ACM)

(Morales et al., 2009). En el sur de Patagonia, dicha anomalía se relaciona con

condiciones predominantemente cálidas y secas, limitadas por al menos dos eventos

húmedos (Haberzettl et al., 2005). Luego de la ACM y posiblemente en vinculación con

las condiciones húmedas de la “Pequeña Edad de Hielo”, el registro arqueológico

159

Discusión

muestra un crecimiento demográfico en los amientes de Patagonia sur (Morales et al.,

2009).

En cuanto a la arqueología de la Meseta Central, se puede decir que para el

Holoceno tardío, varios sectores fueron considerados marcadores territoriales: grandes

concentraciones de pigmentos (Miotti, 2006b), áreas de entierro (denominadas

localmente “chenques”), lugares con alta concentración de pinturas rupestres, áreas de

buenas materias primas para la confección de artefactos, etc. (Salemme y Miotti, 2008).

Durante el Holoceno tardío, los grupos humanos parecen haber ocupado todos los

ambientes disponibles no sólo por los cambios ambientales que los desplazaron hacia

otros lugares sino también por la presión demográfica (Salemme y Miotti, 2008).

Para el Holoceno tardío se registró en la zona del Canal Beagle una expansión en

los rangos de movilidad marítima para la subsistencia, la cual fue asociada con el

aumento en la representación de aves y peces en los conjuntos arqueofaunísticos en

comparación con los conjuntos en los sitios arqueológicos más tempranos (Tivoli y

Zangrando, 2011). De esto se deduce que algunas áreas ubicadas en zonas periféricas y

quizás, marginales en términos de productividad, fueron incorporadas en los rangos de

acción de los cazadores-recolectores.

160

Discusión

161

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Conclusiones

CAPÍTULO 7

CONCLUSIONES

A partir del análisis del contenido de diatomeas realizado en los testigos de Laguna

Cascada y de la Turbera Lago Galvarne (ambos en Isla de los Estados), sumados a las

secuencias parciales descriptas para las localidades arqueológicas de Piedra Museo y La

Primavera surgen las siguientes conclusiones:

De acuerdo con la composición específica y estructura de los ensambles de diatomeas

estudiados, principalmente los provenientes de Laguna Cascada, se infieren variaciones en la

composición latitudinal de los vientos del oeste durante el lapso 16.000-1800 años cal A.P. en

Isla de los Estados.

Sin embargo, en lo que respecta al área de la Meseta Central de Santa Cruz (Patagonia

continental meridional), los análisis parciales, debido al grado de deterioro y a la gran

fragmentación de los ensambles de diatomeas en los correspondientes sitios arqueológicos, no

permiten concluir con solidez si la variación en la posición latitudinal de los vientos del oeste

fue el factor primordial en las fluctuaciones climáticas de la meseta. El estudio de diatomeas

en sectores de gran aridez, como fue el área de estudio en esta tesis, será motivo de una

agenda futura ya que se necesitan muestreos más detallados, a diferencia de los requeridos

para las zonas donde las turberas permiten mejor preservación de las diatomeas.

Para el momento de la Transición Pleistoceno final-Holoceno temprano se infieren

varios cambios a partir de los análisis diatomológicos en Isla de los Estados. Los ensambles

de diatomeas de Laguna Cascada sugieren que el área comenzó su proceso de deglaciación

hacia los 16.000 años cal A.P. Las especies de diatomeas predominantes corresponden a

ambientes bénticos, fríos y pobres en nutrientes. Entre los 14.500 y los 12.800 años cal A.P.,

el aumento de especies planctónicas estaría marcando un período con condiciones más

ventosas y un aumento de las precipitaciones en el centro de la Isla de los Estados. Esto sería

una clara manifestación del impacto del período conocido como Antarctic Cold Reversal

(ACR) o Evento de Frío Reverso Antártico (EFRA) en la región. El cinturón de los vientos

del oeste habría estado focalizado sobre estas latitudes (55º S).

El inicio del Holoceno temprano, de acuerdo a los ensambles de diatomeas, habría

tenido en Isla de los Estados condiciones áridas y menos ventosas. A lo largo del perfil de

Laguna Cascada correspondiente con el Holoceno, se identificaron cenizas de varias

162

Conclusiones

erupciones volcánicas de la Cordillera Andina pertenecientes al sector continental como la

primera erupción del volcán Hudson (6850 ± 160 años C14 A.P.) y la segunda erupción del

volcán Monte Burney (3830 ± 390 años C14 A.P.). Dichos eventos catastróficos podrían haber

sido una causa importante para que las sociedades recolectoras de la Patagonia reorganizaran

su movilidad y la disposición de los asentamientos. La cubierta de cenizas habría afectado de

manera directa los cursos de agua. En el caso de la Meseta podría haber tapado las aguadas

disponibles, como fue observado después de 1991 con la erupción del Hudson (Miotti,

comunicación personal), recurso clave en un ambiente sumamente árido. Sin embargo, se

destaca que en el perfil estratigráfico de AEP-1 (Piedra Museo) no se registran capas de

ceniza, y si aparecen representadas para el 9000 C14 A.P. y luego para el 4800 C14A.P. en

varias de las cuevas de Los Toldos, tan sólo a 120 km al NO de Piedra Museo (Cardich et al.

1973; Miotti 1998). Esta disparidad de la distribución de las cenizas y su entrampamiento

como capas en los distintos sitios de la Meseta Central hacen reflexionar aun más sobre las

cuestiones de muestreo microregional en un área amplia, ventosa, montañosa y con

capacidades diferentes de acumulación sedimentaria. A partir de los 9200 años cal A.P. y

hasta los 5000 años cal A.P., el análisis diatomológico indica otra vez fuertes condiciones

ventosas, un aumento en las precipitaciones y un incremento en los escurrimientos

superficiales. Para finales del Holoceno medio y comienzos del Holoceno tardío, la notable

disminución en la frecuencia del grupo de las Aulacoseira spp. y la reaparición en el registro

de Brevisira arentii junto con especies bénticas afines a ambientes de turberas permiten

inferir para Isla de los Estados condiciones menos ventosas y un mayor desarrollo de

macrófitas en los márgenes del lago. La transición en la secuencia de Laguna Cascada desde

un ambiente lacustre a uno de turbera parece haber sido progresivo en un contexto

caracterizado por una tendencia hacia el aumento de la temperatura al comienzo del

Holoceno.

Algunas especies fragilarioides no pudieron ser identificadas y podrían corresponder a

nuevos taxones, cuyo estatus sistemático habría que continuar estudiando. Probablemente se

trate de especies endémicas para la Isla de los Estados, lo cual es altamente relevante en lo

que hace a la biogeografía y paleobiogeografía de la región.

Las diatomeas analizadas en la turbera Lago Galvarne indican un ambiente de tipo

albufera entre 7400 y 3700 años cal A.P. Dicho ambiente se infiere por la alta frecuencia de

especies salobres con algunas de agua dulce. Luego de los 3700 años cal A.P. la turbera Lago

Galvarne presentó ensambles de diatomeas de ambientes completamente de agua dulce, con

Brevisira arentii como dominante de la última sección analizada del perfil. Además, se

163

Conclusiones

registraron especies bénticas, principalmente de ambientes de turberas como varias especies

del género Eunotia. En general, para la Isla de los Estados, los ensambles de diatomeas

sugieren una tendencia climática hacia condiciones muy húmedas hacia el Holoceno tardío.

Bajo este marco paleoambiental los primeros canoeros del archipiélago fueguino podrían

haber explorado las costas de la Isla de los Estados (ca. 2700 años C14 A.P.). Sin embargo,

teniendo en cuenta la evaluación paleoambiental realizada, la Isla de los Estados habría estado

libre de hielo muchos años antes durante todo el Holoceno, lo que lleva a cuestionarse por qué

hay allí un registro arqueológico tan tardío de ocupación del espacio costero. Teniendo en

cuenta los fechados conocidos para el extremo oriental de Tierra del Fuego (Península Mitre

entre 5900 ± 80 años C14 AP y 236 ± 32 años C14 AP) y el desarrollo de una tecnología

náutica muy eficiente en las ocupaciones del Canal Beagle, la ausencia de sitios arqueológicos

correspondientes al Holoceno medio en Isla de los Estados tal vez se deba a las fuertes

condiciones ventosas que hayan imposibilitado el cruce por el Estrecho de Le Maire o a

eventos puntuales de asentamientos exploratorios o tal vez de colonización y viajes

esporádicos, los cuales en ese ambiente dejarían una baja señal arqueológica. Sin embargo, no

debe descartarse la idea que en esta isla la exploración arqueológica es aun muy débil y

necesitaremos de más intensificación de los muestreos para reflexionar sobre el uso del

territorio de la isla por parte de los humanos (tabúes, áreas de elite, o de actividades especiales

de grupos logísticos desde la Tierra del Fuego, etc.). De todas formas, no se descartan otras

posibles causas como la actividad tectónica que afecta todo el extremo oriental de Tierra del

Fuego que podría haber favorecido el hundimiento de los sitios, a procesos post-

depositacionales o a algún otro factor que aún se desconoce.

En cuanto a la Meseta Central, área que se ubica a una latitud menor que la Isla de los

Estados (54º S), el ambiente predominante es evidentemente más árido. Allí, la composición

específica y estructura de los ensambles de diatomeas recuperadas de los perfiles

sedimentológicos en los sitios arqueológicos Piedra Museo (AEP-1) y Cueva Maripe

corroboran las evidencias de humedad ambiental en Patagonia extra-andina (Hipótesis 1),

inferidas a partir de otros bioproxies (restos óseos de megafauna y fauna actual, polen y

fitolitos). De acuerdo a la flora diatomológica identificada en Cueva Maripe, ésta debe haber

estado inundada por aguas someras y quietas (ambiente de muy baja energía) antes de la

primera ocupación de la cueva (8992 ± 65 años C14 A.P.) en el sector de la cámara norte. Es

difícil afirmar con certeza que haya ocurrido algo similar en la cámara sur, ya que no se

tomaron muestras a niveles profundos. Las especies de diatomeas fueron mayormente

perifíticas, asociadas a vegetación palustre. La información brindada por los análisis de

164

Conclusiones

diatomeas resultó importante para sugerir que el sector del mallín que corre paralelamente a la

cueva con unos 4,5 m de desnivel con la boca de la misma, habría sido más húmedo que en la

actualidad. Este tipo de ambientes, en este caso en particular con numerosos manantiales

subsidiarios activos, habría servido como atractor del más crítico de los recursos vitales: la

disponibilidad de agua (Miotti et al., 2007; Magnin, 2010). Por lo que no sólo favorecería, en

un medio tan árido el asentamiento de campamentos, sino la captación de la fauna y de una

mayor diversidad vegetal.

Las especies de diatomeas presentes en la Meseta Central aportaron evidencias sobre

la variabilidad de las condiciones climáticas y de la disponibilidad estacional de agua, como

uno de los recursos fundamentales para el establecimiento de grupos humanos en la meseta

(Hipótesis 2). Esto implica también la presencia de recursos aprovechables por el hombre

como aves y guanacos. Dicha disponibilidad estacional favoreció la ocupación de nuevos

hábitats, nuevas estrategias de caza y nuevas dietas constituidas en la caza de animales

algunos extinguidos y otros que actualmente habitan el área, como el guanaco, armadillos, y

una gran diversidad de aves asociadas a cuerpos de agua continentales como flamencos, patos,

gansos silvestres y cisnes; y de vegetales tanto herbáceos como arbustivos (molles, coirones,

calafates, entre otros).

El paleolago de la localidad Piedra Museo presenta poca diversidad de diatomeas si se

compara con las otras localidades estudiadas. Los ensambles diatomológicos son

característicos de condiciones áridas ya que predominan las diatomeas con forma de vida

aerófila y euterrestre. Dado a que aún no se cuenta con un perfil completo del paleolago ni

con fechados radiocarbónicos no fue posible determinar si el lago habría sido un cuerpo de

agua bien constituido para el Pleistoceno final y el Holoceno temprano.

Lo significativo del análisis de diatomeas en los ambientes de la Meseta Central de

Santa Cruz es el aporte metodológico en la investigación arqueológica. El mencionado

análisis sumado a los estudios geomorfológicos, arqueofaunísticos, palinológicos, de fitolitos

y sedimentológicos realizados en la cuenca del lago actualmente seco, contribuye a

comprender más acabadamente el importante rol que tuvo la localidad Piedra Museo en el

poblamiento humano de Patagonia sur.

Las diatomeas confirmaron ser bioproxies satisfactorios en el estudio de los

paleoambientes, principalmente en hídricos e hidromórficos, que permiten comprender la

variabilidad cada vez más pronunciada del ambiente y en consecuencia, del uso diferencial

del espacio por parte de las poblaciones humanas a través del tiempo. El análisis de las

diatomeas en los sitios arqueológicos de Patagonia meridional brindó importantes resultados y

165

Conclusiones

significó una nueva herramienta que contribuyó a comprender los escenarios ambientales por

los cuales se movilizaron las primeras sociedades de cazadores recolectores y a la vez que fue

una excelente vía de análisis en escenarios ambientales prístinos (Isla de los Estados), donde

el poblamiento humano parece ser relativamente tardío.

La importante cantidad de dataciones en los sitios arqueológicos de fuego-patagonia,

permiten establecer un marco cronológico general que brinda la posibilidad de comparar y

vincular la evolución de los contextos paleoambientales testigos de la colonización con el

aprovechamiento de los recursos naturales indispensables para la supervivencia de los

cazadores-recolectores tempranos. El aporte del análisis de diatomeas en el conocimiento de

los paleoambientes, que ocuparon las sociedades humanas del pasado en Patagonia sur,

resultó ser útil y a la vez revelador ya que posibilitó nuevas vías de análisis y aportó nuevas

evidencias para complementar el complejo esquema del paleoambiente tanto a escala local

como regional.

166

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200

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en LC y TLG

Especies identificadas Laguna Cascada

T. Lago Galvarne

Achnanthes brevipes Agardh + + Achnanthes elata (Leuduger-Fortmorel) Gandhi + - Achnanthes sp 1 + - Achnanthes sp 2 + - Achnanthes sp. 3 + + Achnanthidium minutissimun (Kützing) Czarnecki - + Achnanthidium exiguum (Grunow) D.B. Czarnecki + - Achnanthidium minutissimum var. affinis (Grunow) Bukhtiyarova + + Achnanthidium subexiguum (Hustedt) Czarnecki + Achnanthidium trinodis Arnott ex Ralfs - + Achnanthidium ventralis (Krasse) Haworth & Kelly + - Actinoptychus normanii Ehrenberg - + Actinoptychus senarius Ehrenberg - + Adlafia minuscula var. muralis (Grunow) Lange-Bertalot - + Amphora copulata (Kützing) Schoeman & Archibald + + Amphora lineolata Ehrenberg - + Amphora ovalis (Kützing) Kützing - + Amphora sp. + + Amphora thumensis (Mayer) Cleve-Euler - + Aulacoseira alpigena (Grunow) Krammer + + Aulacoseira ambigua (Grunow) Simonsen + + Aulacoseira crenulata (Ehrenberg) Thwaites + - Aulacoseira distans (Ehrenberg) Simonsen + + Aulacoseira granulata (Ehrenberg) Simonsen + + Aulacoseira islandica (O. Müller) Simonsen + - Aulacoseira italica (Ehrenberg) Simonsen + - Aulacoseira lacustris (Grunow) Krammer + - Aulacoseira laevissima (Grunow) Krammer + + Aulacoseira lirata (Ehrenberg) Ross + - Aulacoseira nivalis (W. Smith) English & Potapova + - Aulacoseira perglabra (Oestrup) Haworth + + Aulacoseira sp. + + Aulacoseira subartica (O. Müller) Haworth + - Aulacoseira valida (Grunow) Krammer + - Aulacoseira tethera Haworth + - Biddulphia sp. - + Brachysira aponina Kützing + - Brachysira brebissonii Ross + + Brachysira serians (Brébisson) Round & Mann + - Brachysira sp. + - Brachysira vitrea (Grunow) Ross + - Brachysira zellensis (Grunow) Round & Mann + - Brevisira arentii (Kolbe) Naguno & Kobayasi + - Caloneis bacillaris (Gregory) Cleve + - Caloneis bacillum (Grunow) Cleve + - Caloneis schumanniana (Grunow) Cleve + - Caloneis silicula (Ehrenberg) Cleve + - Caloneis sp. + + Campilodyscus clypeus Ehrenberg + - Campiloneis sp. - + Cavinula cocconeiformis (Gregory) D.G. Mann & Sticle + + Cavinula jaernefeltii Mann - + Cavinula ordinaria (Hustedt) D.G. Mann & Stricke + - Cavinula scutelloides (W. Smith) Lange-Bertalot + + Cavinula variostrata (Krasske) D.G.Mann & Stickle + - Cocconeis aff californica Grunow - + Cocconeis disculus (Schumann) Cleve + + Cocconeis guttata Hustedt & Aleem - + Cocconeis krammeri Lange-Bertalot & Meltzeltin - + Cocconeis neodiminuta Krammer - + Cocconeis pediculus Ehrenberg + + Cocconeis placentula var. euglypta (Ehrenberg) Grunow - + Cocconeis placentula var. lineata (Ehrenberg) Van Heurck + +

201

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en LC y TLG

Cocconeis placentula var. placentula Ehrenberg + + Cocconeis placentula var. pseudolineata Geitler - + Cocconeis pseudomarginata Gregory - + Cocconeis scutellum Ehrenberg - + Cocconeis sp 1 - + Cocconeis sp 2 - + Cocconeis sp 3 - + Cocconeis sp 4 - + Cocconeis sp 5 - + Cocconeis sp. + + Cocconeis stauroneiformis (W.Smith) Okuno - + Craticula cuspidata (Kützing) Mann + - Craticula halophila (Grunow) D.G. Mann - + Cyclotella meneghiniana Kützing + + Cyclotella schummanii (Grunow) Håkansson - + Cyclotella sp. + + Cyclotella striata (Kützing) Grunow + + Cymbella sp. 1 + - Cymbella aff affinis Kützing + - Cymbella cistula (Ehrenberg) Kirchner + - Cymbella helvetica Kützing + - Cymbella sp. + + Cymbopleura amphicephala (Naegeli) Krammer + - Cymbopleura cuspidata (Kützing) Krammer + - Cymbopleura ehrenbergii (Kützing) Krammer + - Cymbopleura naviculiformis (Auerswald) Krammer + - Cymbopleura tynnii (Krammer) Krammer + - Cymbopleura neoheteropleura Krammer + - Delphineis karstenii (Boden) G. Fryxel - + Delphineis sp. - + Denticula sp. - + Diadesmis contenta (Grunow) D.G. Mann + - Diadesmis gallica W.Smith + - Diatoma aff ehrenbergii Kützing - + Diatoma mesodon (Ehrenberg) Kützing + - Diatoma tenuis C. Agardh + - Diatomella baulfouriana Greville + - Diatomella sp. - + Dickieira soodensis (Krasske) E. Reichardt - + Diploneis elliptica (Kützing) Cleve + + Diploneis interrupta (Kützing) Ehrenberg - + Diploneis marginestriata Hustedt - + Diploneis oblongella (Naegeli) Cleve-Euler - + Diploneis oculata (Brébisson) Cleve - + Diploneis parma Cleve - + Diploneis smithii (Brébisson) Cleve - + Diploneis sp. - + Discostella pseudostelligera (Hustedt) Houk & Klee + + Discostella stelligera (Cleve & Grunow) Houk & Klee + + Encyonema gracilis (Ehrenberg) Kützing + - Encyonema minutum (Hilse) D.G. Mann - + Encyonema perpusillum (A. Cleve) D.G. Mann + - Encyonema prostrata (Berkeley) Kützing + - Encyonema silesiacum (Bleisch) D.G. Mann + + Encyonema sp. - + Encyonema vulgare Krammer + - Encyonopsis aequalis (W. Smith) Krammer + - Encyonopsis aff cesatti (Rabenhorst) Grunow + - Encyonopsis falaisensis (Grunow) Krammer + - Encyonopsis linearis Krammer + - Encyonopsis microcephala (Grunow) Krammer + - Eolimna utermoehlii (Hustedt) Lange-Bert., Kulikovskiy & Witkowski - + Eucampia sp. + + Eucocconeis laevis (Oestrup) Lange-Bertalot + - Eunotia arculus (Grunow) Lange-Bertalot & Nörpel + - Eunotia binularis (Ehrenberg) Mills + + Eunotia binularis var. mucophila Lange-Bertalot & Nörpel + -

202

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en LC y TLG

Eunotia circumborealis Lange-Bertalot & Nörpel + - Eunotia crista galli P.T. Cleve + - Eunotia denticulata (Brébisson) Rabenhorst + + Eunotia diodon Ehrenberg + - Eunotia exigua (Brébisson ex Kützing) Rabenhorst + + Eunotia faba Ehrenberg + - Eunotia flexuosa (Brébisson) Kützing + - Eunotia glacialis Meister + - Eunotia implicata (Nörpel) Lange-Bertalot & Alles + + Eunotia intermedia (Krasse ex Hustedt) Nörpel & lange-Betalot + + Eunotia kocheliensis O. Müller - + Eunotia minor (Kützing) Grunow + + Eunotia minuta Hilse ex Rabenhorst - + Eunotia monodon Ehrenberg + + Eunotia naegeli Migula + - Eunotia paludosa Grunow + + Eunotia praerupta Ehrenberg + + Eunotia rhomboidea Hustedt + - Eunotia septentrionalis Oestrup + - Eunotia soleirolii (Kützing) Rabenhorst + - Eunotia sp 1 + - Eunotia sp 2 + - Eunotia sp 3 + - Eunotia sp 4 + - Eunotia sp 5 + - Eunotia sp 6 + - Eunotia sp. + + Eunotia subacuatoides (Alles) Nörpel & Lange-Betalot - + Eunotia sudetica O. Müller + - Eunotia tecta Krasse + - Fallacia forcipata (Greville) Stickle & D.G. Mann - + Fallacia helensis (Schulz) D.G. Mann + - Fallacia pygmea (Kützing) A.J. Strickle & D.G. Mann - + Fallacia sp. - + Fragilaria capucina Desmazières + + Fragilaria gracillima Mayer + - Fragilaria nitzschioides Grunow - - Fragilaria sp. + + Fragilaria tenera (W. Smith) Lange-Bertalot + - Fragilariforma bicapitata (A. Mayer) D.M. Williams & Round + - Fragilariforma lata (Cleve-Euler) Williams & Round + + Fragilariforma virescens (Ralfs) Williams & Round + - Fragilarioide - + Fragilarioide “morfo 1” + - Fragilarioide “morfo 2” + - Fragilarioide “morfo 4” + - Fragilarioide “morfo 5” + - Fragilarioide “morfo 6” + - Fragilariopsis sp. - + Frankophila sp. - + Frustulia rhomboides (Ehrenberg) De Toni + + Frustulia rhomboides var. amphileuroides (Grunow) De Toni + - Frustulia sp. + + Gomphonema accuminatum Ehrenberg + - Gomphonema angustatum (Kützing) Rabenhorst + - Gomphonema angustum Agardh + - Gomphonema clavatum Ehrenberg + - Gomphonema gracile Ehrenberg + - Gomphonema minutum (C. Agardh) - - Gomphonema parvulum (Kützing) Kützing + + Gomphonema sp. + + Gomphonema subclavatum (Grunow 1878) Grunow + - Gyrosigma nodiferum (Grunow) Reimer - + Gyrosigma sp. - - Hantzschia amphioxys (Ehrenberg) Grunow + + Hyalodiscus sp. - + Karayevia clevei (Grunow) Bukhtiyarova - +

203

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en LC y TLG

Karayevia oblongella (Øestrup) M. Aboal - + Kovayasiella subtillisima Cleve + - Lirela sp. - + Luticola aff kotschyi Hustedt + - Navicula aff weinzierlii Schimanski + - Navicula bottnica Grunow + - Navicula medioconvexa Hustedt + - Navicula pennata A.Schmidt - + Navicula pseudoscutiformis Hustedt + - Navicula rhyncocephala Kützing + + Navicula sp 1 - + Navicula sp 2 - + Navicula sp 3 - + Navicymbula pusilla (Grunow) Krammer + - Neidium affine (Ehrenberg) Pfizer + - Neidium affine var. longiceps (W. Gregory) Cleve + - Neidium ampliatum (Ehrenberg) Krammer + - Neidium bisulcatum (Lagerstedt) Cleve + - Neidium bisulcatum var. subampliatum Krammer + - Neidium iridis (Ehrenberg) Cleve + - Neidium longiceps (Gregory) R. Ross + - Neidium sp. + + Nitzschia sp 1 - + Nitzschia aff perminuta (Grunow) M. Peragallo - + Nitzschia alpina Hustedt - + Nitzschia debilis (Arnott) Grunow - + Nitzschia fonticola Grunow + + Nitzschia hantzschiana Rabenhorst + - Nitzschia lanceolata W. Smith + - Nitzschia sp. 2 - + Nitzschia terrestris (J.B. Petersen) Hustedt + - Nitzschoide - + Ophephora olsenii Moeller + + Orthoseira dendroteres (Ehrenberg) Crawford + - Orthoseira roeseana (Rabenhorst) O´Meara + - Orthosira sp. + - Paralia sp. - + Parlibellus crucicula (W.Sm.) Witkowski, Lange-Bert. & Metzeltin + - Pinnularia accuminata W.Smith + - Pinnularia acrosphaeria Rabenshorst + - Pinnularia aff streptoraphe Cleve + - Pinnularia appendiculata (C.Agardh) Cleve + - Pinnularia borealis Ehrenberg - + Pinnularia borealis var. rectanglaris Carlson + + Pinnularia divergens W.Smith + - Pinnularia divergentissima (Grunow) Cleve + - Pinnularia gibba Ehrenberg + + Pinnularia hemiptera (Kützing) Rabenhorst + - Pinnularia incrassata A. Cleve + - Pinnularia interrupta W.Smith + + Pinnularia maior (Kützing) Rabenhorst + + Pinnularia microstauron (Ehrenberg) Cleve + + Pinnularia nodosa (Ehrenberg) W.Smith + - Pinnularia platycephala (Ehrenberg) Cleve + - Pinnularia rupestris Hantzsch + - Pinnularia schoederii (Hustedt) Krammer + - Pinnularia sp. + + Pinnularia subcapitata W.Gregory + + Pinnularia subrostrata (A.Cleve) Cleve-Euler + - Pinnularia sudetica (Hilse) Hilse + - Pinnularia viridis (Nitzsch) Ehrenberg + + Placoneis clementis (Grunow) E.J. Cox + - Placoneis elginensis (W. Gregory) E.J.Cox + + Placoneis exigua (Gregory) Mereschkovsky + - Planothidium delicatulum (Kützing) Round & Bukhtiyarova - + Planothidium distinctum (Messik.) Lange-Bertalot - + Planothidium frequentissimum (Lange-Bertalot) Lange-Bertalot + -

204

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en LC y TLG

Planothidium lanceolatum (Brébisson ex Kützing) Round & Bukhtiyarova + + Planothidium polaris (Oestrup) Witkowski + - Planothidium sp. - + Platessa hustedtii (Krasske) Lange-Bertalot + + Pleurosira laevis (Ehrenberg) Compère - + Psammothidium grischunum (Wuthrich) Bukhtiyarova & Round + - Psammothidium helveticum (Hustedt) Bukhtiyarova & Round + - Psammothidium levanderi (Hustedt) Bukhtiyarova & Round + - Psammothidium montanum (Krasske) Mayuma, + + Psammothidium semiapertum (Hustedt) Aboal + - Psammothidium subatomoides (Hust.) Bukhtiyarova & Round - + Pseudostaurosira brevistriata (Grunow) Williams & Round + - Pseudostaurosira pseudoconstruens (Marciniak) Williams & Round + - Pseudostaurosira subsalina (Hustedt) Morales + - Rhoicosphenia abbreviata (Agardh) Lange-Bertalot + - Rhopalodia constricta (W. Smith) Krammer - + Rhopalodia gibba (Ehrenberg) O. Müller + - Sellaphora nyassensis (O.Müller) D.G. Mann + - Sellaphora pupula var. pseudopupula (Krasske) Haworth & Kelly + - Sellaphora laevissima (Kützing) D.G. Mann + - Stauroforma exiguiformis (Lange-Bertalot) Flower + - Stauroneis anceps Ehrenberg + - Stauroneis anceps var. hyalina M. Peragallo & Brun + - Stauroneis phoenicenteron (Nitzsch) Ehrenberg + - Stauroneis prominula (Grunow) Hustedt + - Stauroneis pusilla Ehrenberg + - Stauroneis sp. + + Staurosira construens Ehrenberg + - Staurosira heidenii Oestrup + - Staurosira venter (Ehr.) Cleve & Möller + - Staurosirella lapponica (Grunow) D.M. Williams & Round + - Staurosirella leptostauron (Ehrenberg) Williams & Round + - Staurosirella pinnata var. intercedens (Grunow) P. B. Hamilton + + Staurosirella pinnata Williams & Round + - Stephanodiscus aff rotula (Kützing) Hendey + - Stephanodiscus sp. + - Surirella aff splendida (Ehrenberg) Kützing + - Surirella biseriata Brébisson + - Surirella robusta Ehrenberg + - Surirella sp. + + Surirella spiralis Kützing + - Tabellaria sp. + + Tabellaria ventricosa Kützing + - Tabularia fasciculata (C. Agardh) D.M.Williams & Round + + Tabularia investiens (W.Smith) D.M. Williams & Round - + Thalassiosira sp. - + Tryblionella apiculata (Gregory) D.G. Mann - + Tryblionella granulata (Grunow) D.G. Mann - + Tryblionella hungarica (Grunow) D.G. Mann - + Ulnaria ulna (Nitzsch) P. Compère

+ +

205

Anexo I. Especies de diatomeas identificadas en LC y TLG

Especies identificadas mayores al 3%

Laguna Cascada T. Lago Galvarne

Aulacoseira alpigena (Grunow) Krammer + - Aulacoseira ambigua (Grunow) Simonsen + + Aulacoseira distans (Ehr.) Simonsen + - Aulacoseira granulata (Ehr.) Simonsen - + Aulacoseira laevissima (Grunow) Krammer + - Aulacoseira sp. - + Aulacoseira subartica (O. Müller) Haworth + - Aulacoseira tethera Haworth + - Brachysira brebissonii Ross - + Brevisira arentii (Kolbe) Naguno & Kobayasi (1977) + + Cocconeis disculus (Shumann) Cleve - + Cocconeis neodiminuta Krammer - + Cocconeis placentula Ehrenb - + Cocconeis scutelum Ehrenb - + Cocconeis spp. - + Cyclotella meneghiniana Kütz - + Diploneis sp. - + Eunotia paludosa Grunow + + Eunotia glacialis Meister + - Eunotia kocheliensis O. Müller - + Eunotia minor (Kützing) Grunow. + - Eunotia praerupta Ehrenberg - + Eunotia sp. - + Fragilariforma lata (Cleve-Euler) Williams et Round + - Frustulia rhomboides (Ehr.) De Toni + - Gyrosigma nodiferum (Grunow) Reimer - + Hantzschia amphioxys (Ehrenb.) Grun - - Hyalodiscus sp. - + Karayevia oblongella (Øestrup) M. Aboal - + Nitzschia granulata Grunow - + Opephora olsenii Moeller - + Pinnularia borealis Ehrenberg - - Pinnularia gibba Ehrenberg + - Pinnularia interrupta W. Smith + - Pinnularia microstauron (Ehrenberg) Cleve - - Pinnularia rupestris Hantzsch + - Pinnularia streptoraphe Cleve + - Pinnularia subcapitata Gregory - - Pinnularia viridis (Nitzsch) Ehrenberg + - Pinularia maior (Kützing) Rabenhorst + - Pseudostaurosira brevistriata (Grunow) D.M. Williams & Round + + Stauroforma exiguiformis (Lange-Bertalot) Flower + + Staurosira construens Ehrenberg + - Staurosira venter (Ehr.) Cleve et Möller + - Staurosirella leptostauron (Ehrenberg) Williams & Round + - Staurosirella pinnata Williams & Round + + Stephanodiscus aff rotula (Kützing) Hendey + -

206

Anexo II. Tabla con los resultados de análisis diatomológicos en Patagonia sur

Período Lugar Ensambles de

diatomeas Ecología Interpretación Referencias

Laguna Azul (Sta. Cruz)

Staurosira construens var. venter Stephanodiscus parvus Staurosirella pinnata Cyclotella agassizensis

Béntica Planctónica Béntica Planctónica

1400-1700 AD: bajos niveles lacustres. Condiciones cálidas. 1700-1900 AD: aumento de los niveles lacustres. Impacto antropogénico. Aumento en la humedad efectiva. Condiciones más frías y/o húmedas. Relacionada con la “LIA”

May et al., 2005

Laguna Las Vizcachas (Sta. Cruz)

Aulacoseira distans Discostella stelligera Staurosira construens var. venter Staurosirella pinnata Pseudostaurosira brevistriata Staurosira aff laucensis

Planctónica Planctónica Béntica

Extensión del hielo desde mitad del S. XV hasta mitad del S. XVII. Condiciones frías sugerido por especies bénticas. Período medieval tadío: altas precipitaciones, incremento en la escorrentía. S. XVIII: mejores condiciones: más cálido. Mitad del S. XVIII hasta la actualidad, incremento en la intensidad del viento. Mejores condiciones para el desarrollo de macrófitas.

Fey et al., 2009

Turbera Las Cotorras (TDF)

Fragilaria capuchina var. vaucheria Planothidium lanceolatum Staurosirella pinnata Psammothidium incognitum P. abundans

Béntica Epífita

La presencia de diatomeas en niveles inorgánicos se atribuye a eventos de escorrentía y de mayor humedad. Especies relacionadas a humedales, con niveles de agua variables (680-300 años cal AP).

Borromei et al., 2010

Lago Cardiel (Sta. Cruz)

Diploneis smithii Craticula cuspidata Caloneis spp

Bénticas Cambios en las condiciones de mayor o menor turbulencia relacionado con las fluctuaciones en el nivel del lago.

Markgraf et al. 2003

Laguna Potrok Aike (Sta. Cruz)

Cyclotella agassizensis Planctónica Bajos niveles lacustres Wille et al. 2007

Holoceno tardío

Puerto del Hambre II (Chile)

No se conservaron las diatomeas en la turba.

McCulloch y Davies, 2001

Lago Cardiel

6100 años AP desaparece Hyalodiscus sp Diploneis smithii Craticula cuspidata Caloneis spp

Diatomeas bénticas móviles. Viven en el fondo del lago donde llega la luz. Aguas someras.

El nivel del lago desciende a menos de 15 m sobre la línea de costa actual.

Markgraf et al. 2003

Holoceno Medio

Laguna Potrok Aike

Cyclostephanos patagonicus (desaparece después de los 8100 años cal AP) Thalassiosira patagonica Cyclotella agassizensis

Incremento de esta diatomea por el aumento en la concentración de iones. Aguas salinas C. agassizensis asociada con bajos niveles lacustres.

Wille et al. 2007

207

Anexo II. Tabla con los resultados de análisis diatomológicos en Patagonia sur

Holoceno Medio

Puerto del Hambre II (Chile)

Fallacia sp Actonoptychus senarius Opephora olsenii Cocconeis scutellum Navicula cancellata Trachyneis aspera Dimerogramma minor Trachysphenia sp Paralia sulcata Fragilaria construens var. subsalina F. construens var. venter F. pinnata F. brevistriata Achnanthes delicatula var. hauckiana

Epilítica Planctónica Episámica. Común en sedimentos marinos. Bénticas marinas Bénticas Agua dulce

Ingresión marina del Holoceno medio. Presencia de flora diatomológica litoral que sugiere un ambiente marino somero. La transición está indicada por Paralia-Fragilaria, la cuenca queda aislada.

McCulloch y Davies, 2001

Lago Cardiel

Hyalodiscus sp Co-ocurrencia entre Cyclostephanos sp y Cyclotella meneghiniana

Vive adherida pero puede estar en el plancton por turbulencia Planctónica

Altos niveles lacustres, relativamente profundo y turbio.

Markgraf et al. 2003

Laguna Potrok Aike

Cyclostephanos patagonicus Thalassiosira patagonica Cyclotella agassizensis

Planctónica Prefiere aguas salinas Planctónica

El incremento de T. patagonica indica un decrecimiento en el nivel del lago y un decrecimiento en la disponibilidad de humedad hasta 8600 cal AP.

Wille et al. 2007 Holoceno

Temprano

Puerto del Hambre II (Chile)

Diatomeas no preservadas en la sección de turba.

McCulloch y Davies, 2001

Lago Cardiel

Ephitemia argus Epífita. Vive adherida a macrófitas acuáticas.

Fase de desecación Markgraf et al. 2003

Laguna Potrok Aike

Cyclostephanos patagonicus Aulacoseira granulata Thalassiosira patagonica

Planctónicas Aguas frías, claras y dulces Altas temperaturas, con un incremento en la velocidad del viento.

Wille et al. 2007

Pleistoceno Final

Puerto del Hambre II (Chile)

Fragilaria brevistriata Fragilaria construens var. subsalina Fragilaria pinnata Cymbella cistula Cocconeis placentula Pinnularia maior

Bénticas Encontradas en sed. postglaciales.

Condiciones de aguas abiertas, incremento de vegetación acuática. P. maior incremento en las condiciones más ácidas. Diatomea aerófila común en turberas.

McCulloch y Davies, 2001

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